Caracterização de Domínios Tectono-Geofísicos

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UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
 
 
 
 
CARACTERIZAÇÃO DE DOMÍNIOS TECTONO-GEOFÍSICOS NA 
BACIA DOS PARECIS COM BASE EM DADOS DE MÉTODOS 
POTENCIAIS 
 
 
 
 
HIAGO PHILLIPE ALBERNAZ FARIA 
 
Dissertação de Mestrado Nº082 
Programa de Pós-graduação em Geociências Aplicadas 
 
 
 
 
ORIENTADORA: PROF. DRª. ROBERTA MARY VIDOTTI 
 
 
 
Brasília, maio/2015. 
 
UNIVERSIDADE DE BRASÍLIA 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
 
 
 
 
CARACTERIZAÇÃO DE DOMÍNIOS TECTONO-GEOFÍSICOS NA 
BACIA DOS PARECIS COM BASE EM DADOS DE MÉTODOS 
POTENCIAIS 
 
 
HIAGO PHILLIPE ALBERNAZ FARIA 
 
Dissertação de Mestrado Nº082 
Programa de Pós-graduação em Geociências Aplicadas 
Área de concentração: Geofísica Aplicada 
 
 
ORIENTADORA: PROF. DR. ROBERTA MARY VIDOTTI 
 
 
Comissão Examinadora: 
Profa. Dra. Roberta Mary Vidotti (Orientadora) 
Prof. Dr. Jaime Estevão Scandolara (CPRM/Brasília) 
Profa. Dra. Mônica Giannoccaro Von Huelsen (IG/UnB) 
Prof. Dr. Giuliano Sant’Anna Marotta (IG/UnB – Suplente) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Dedico esta dissertação 
à minha família.
 
 
Faria, H. P. A. 
 [i] 
 
Agradecimentos 
 
Durante o tempo como aluno de mestrado do Instituto de 
Geociências passei por inúmeras situações em minha vida que podiam 
ter sido determinantes para a não conclusão deste trabalho. Entretanto, 
pessoas muito especiais sempre estiveram ao meu lado me apoiando 
de forma direta ou indireta e auxiliando a conclusão desta etapa. 
Gostaria de agradecer primeiramente a toda minha enorme família, 
que sempre se fez presente em todas as minhas dificuldades durante 
este período. Além de me aconselhar em todos os momentos difíceis da 
minha vida, sempre me ensinaram a buscar o estudo como a melhor 
forma de crescimento. A presente dissertação é fruto desta educação 
e deste esforço. De maneira especial, gostaria de agradecer a minha 
mãe e a minha avó, mulheres a quais tenho o maior orgulho e imenso 
débito com Deus por pertencer à mesma família que elas. Mulheres que 
sabem de tudo que sinto apenas por olhar entre meus olhos e observar 
uma respiração diferente, mulheres que eu admiro como exemplos de 
força, dedicação e superação e que são os meus maiores exemplos. 
O agradecimento também cabe aos docentes do Instituto de 
Geociências da Universidade de Brasília, em especial aos professores 
com os quais tive a oportunidade de discutir alguns dos resultados do 
meu trabalho: Dr. Carlos J. de Abreu e Dr. Carlos J. S. de Alvarenga. Aos 
colegas do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília, em 
especial a Dr. Julia B. Curto, a qual sempre esteve de braços abertos 
para disponibilizar conhecimento, e a todos os árduos frequentadores 
do Sensoriamento Remoto com o qual criei vínculo. 
A todos os meus amigos que me auxiliaram de forma direta, ou 
indireta durante este período: Raisler, Wagner, Renan, Henrique, 
Gustavo, Allan, Larissa, Titi, Danillo, Camila, Isabela, Raphael, Harumy, 
Diego, Jõao, Edu, Flavio, Cássia, Renato, Lavoisiane, João, Anne, Marol, 
Rafaela, Santino, Anna Caroline, Cintia (CAP), Alexia, Marciano, 
Matheus, Carol e Vanessa (with V of Victory). 
Dentre todos os meus amigos, há um em especial que merece 
grande parte da dedicação deste trabalho. Mais de 11 anos de 
amizade convergiram para caminhos próximos. Foram tantas idas e 
vindas de 40 quilômetros entre nossas residências e a UnB envolvendo 
conversas, conselhos, histórias e momentos que ficarão guardados em 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [ii] 
 
minha memória para todo o sempre. Este agradecimento não cabe 
apenas à dissertação, mas em sua presença em minha vida como 
grande irmão, Rapha. 
Agradeço a minha orientadora Dr. Roberta Vidotti por ter, em 
primeiro lugar, acreditado em meu potencial e me concedido à 
oportunidade de realizar esta tarefa. Em segundo lugar por não ter 
desistido em momentos de baixo rendimento de minha parte, em 
terceiro lugar, por se mostrar uma orientadora que me passou 
ensinamentos não apenas sobre geofísica ou ciência, mas também 
aprendizados que tomarei para toda a vida. 
Agradeço o suporte oferecido pelo Instituto de Geociências da 
Universidade de Brasília pela utilização dos softwares necessários para 
desenvolvimento do trabalho e pelo espaço físico cedido no 
Laboratório de Sensoriamento Remoto e Geoprocessamento. 
Agradeço o Banco de Dados de Exploração e Produção da 
Agencia Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis 
(BDEP/ANP) e a divisão de geofísica do Serviço Geológico do Brasil 
(CPRM) pela cessão dos dados geofísicos utilizados neste trabalho e a 
CAPES pelo financiamento da bolsa de mestrado durante a realização 
do trabalho. 
Agradeço ao Dr. Jaime Scandolara e a Dr. Mônica Von Huelsen por 
todas as contribuições referentes ao trabalho. Em especial, ao Dr. Jaime 
Scandolara por toda paciência em discutir a complexidade geológica 
do Cráton Amazônico e auxiliar na finalização do capítulo sobre o 
mesmo. 
Por fim, o último agradecimento deste trabalho cabe a uma pessoa 
muito especial: minha namorada, Ludmila. O crescimento e o 
amadurecimento que este relacionamento nos propiciou ao longo 
destes anos mudaram muitos axiomas que estabeleci em minha vida, 
tornando-a cada vez melhor. A experiência trocada neste convívio 
aumenta minha certeza da grande sorte que tenho em encontrar 
pessoas cada vez mais maravilhosas em meu caminho. Fica aqui o 
agradecimento por nunca desacreditar no meu potencial, por se fazer 
presente, por me incentivar e por caminhar ao meu lado. Amo-te! 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [iii] 
 
Resumo 
A Bacia dos Parecis está localizada na porção Centro-Oeste do Brasil, no 
setor sudeste do Cráton Amazônico, entre as bacias do Solimões e Paraná, 
com uma área de aproximadamente 450.000 km². A bacia é uma fronteira 
exploratória com geologia complexa e poucos estudos sobre sua origem e 
evolução. Com três poços perfurados entre as décadas de 80 e 90 do século 
passado aliados ao modesto esforço exploratório através de métodos 
potenciais e sísmica de reflexão, o modelo tectono-sedimentar existente pode 
ainda ser refinado, assim como a sua espessura sedimentar ainda não é bem 
conhecida, pois os poços estratigráficos não atingiram o seu embasamento. 
Em função da existência de novos dados geofísicos, aéreos e terrestres, e 
da evolução em técnicas de processamento e interpretação de dados, este 
estudo se propõe a contribuir na evolução do conhecimento de seu arcabouço 
tectono-geofísico. Os objetivos são alcançados através do mapeamento das 
estruturas em subsuperfície e dos domínios crustais além da estimativa de 
profundidade do embasamento através do processamento, integração e 
interpretação de dados de gravimetria e magnetometria. 
Um mapa de domínios tectono-geofísicos é correlacionado aos blocos 
crustais sob a bacia sedimentar dos Parecis e aos limites entre as províncias 
Sunsás e Rondônia-Juruena além do limite norte da bacia. Lineamentos 
geofísicos de menor expressão são correlacionados às estruturas do 
embasamento e intrasedimentares tendo importância na exploração de 
hidrocarbonetos, pois delimitam os grábens e segmentação destes. 
É proposto o reposicionamento dos limites tectono-sedimentares 
apresentado em trabalhos anteriores com base na assinatura das anomalias 
Bouguer e magnéticas e seus mapas derivados. 
Espessuras sedimentares estimadas neste trabalho apresentam-se, de 
maneira geral, maiores do que os valores máximos dos grábens apresentada 
em trabalhos anteriores. Os grábens do Colorado e Pimenta Bueno, 
apresentam profundidades de 12 km; os grábens Caiabis, NW Xingu e SW 
Xingu apresentam profundidades de 10 km, 6 km e 10 km, respectivamente. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [iv] 
 
Abstract 
The Parecis basin is located in the Midwestern portionof Brazil, in the 
southeast sector of the Amazon Craton, between the basins of Solimões and 
Paraná, with an area of approximately 450,000 square kilometers. The basin is 
a frontier for exploration with complex geology and few studies about its origin 
and evolution. With three wells drilled between the 80s and 90s of last century 
combined with the modest exploratory efforts through potential and seismic 
reflection methods, the existing tectonic-sedimentary model can be further 
refined. As well as its sediment thickness is not well known, because the two 
stratigraphic wells did not reach its basement. 
Due to the existence of new geophysical, aero and ground data, and 
developments in processing and interpretation techniques, this study aims to 
contribute to the evolution of the knowledge of its tectonic and geophysical 
framework. The objectives are achieved by mapping the subsurface structures 
and crustal domains besides depth estimation for the basement through the 
processing, integration and interpretation of gravity and magnetic data. 
A map of tectonic-geophysical domains is correlated with crustal blocks in 
the sedimentary basin of Parecis and the boundaries between Sunsás and 
Rondônia-Juruena provinces beyond the northern boundary of the basin. 
Geophysical lineaments of lower expression are correlated to basement and 
intrasedimentar structures having importance in hydrocarbon exploration 
because they delimit and segments these grabens. 
A proposal for adjusting the position for the tectonic-sedimentary limits 
proposed in previous works is presented, based on the signature of Bouguer 
and magnetic anomalies and its derivatives maps. 
Sedimentary thickness estimated in this work is, in general, bigger than the 
maximum values presented in previous works. According to the results of this 
research the grabens of Colorado and Pimenta Bueno, have depths of 12 km; 
the grabens Caiabis, NW Xingu and SW Xingu have depths of 10 km, 6 km and 
10 km, respectively. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [v] 
 
 
SUMÁRIO 
Agradecimentos ................................................................................................. i 
Resumo ............................................................................................................. iii 
Abstract ............................................................................................................. iv 
SUMÁRIO ........................................................................................................... v 
Lista de Figuras .............................................................................................. viii 
Lista de Tabelas ............................................................................................. xvi 
 
1 INTRODUÇÃO ................................................................................................ 1 
1.1 Justificativa do tema .................................................................................. 2 
1.2 Objetivos ................................................................................................... 3 
1.3 Localização da Área de Estudo ................................................................. 3 
1.4 Métodos e Base de Dados ........................................................................ 5 
2 GEOLOGIA .................................................................................................... 7 
2.1 Cráton Amazônico ..................................................................................... 7 
2.2 Bacia dos Parecis ................................................................................... 13 
2.2.1 Histórico de Exploração .................................................................... 13 
2.2.2 Geologia Regional ............................................................................ 16 
3 INTRODUÇÃO AOS MÉTODOS POTENCIAIS .......................................... 19 
3.1 Fundamentação Teórica ......................................................................... 19 
3.1.1 Teoria do Potencial ........................................................................... 20 
3.1.2 Gravimetria ....................................................................................... 21 
3.1.3 Densidade das Rochas ..................................................................... 23 
3.1.4 Magnetometria .................................................................................. 24 
3.1.5 Magnetismo dos Materiais ................................................................ 28 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [vi] 
 
3.1.6 Magnetismo das Rochas .................................................................. 29 
4 ORIGEM E PROCESSAMENTO DE DADOS ............................................... 31 
4.1 Filtro da Quarta Diferença ...................................................................... 35 
4.2 Interpolação em Malha Regular.. ............................................................ 35 
4.3 Campo Magnético Anômalo e Anomalia Bouguer ................................... 37 
4.4 Micronivelamento .................................................................................... 38 
4.5 Redução ao Polo Diferencial ................................................................... 40 
4.6 Continuação Ascendente ........................................................................ 41 
4.7 Integração dos Projetos .......................................................................... 42 
4.8 Derivadas Horizontais ............................................................................. 45 
4.9 Derivada Vertical ..................................................................................... 46 
4.10 Amplitude do Gradiente Horizontal Total .............................................. 47 
4.11 Amplitude do Sinal Analítico .................................................................. 47 
4.12 Inclinação do Sinal Analítico ................................................................. 48 
4.13 Inclinação do Sinal Analítico do Gradiente Horizontal ........................... 49 
4.14 Matched Filter ....................................................................................... 50 
4.15 Deconvolução de Euler ......................................................................... 52 
5 INTERPRETAÇÃO GEOFÍSICA ................................................................... 54 
5.1 Interpretação de Gravimetria ................................................................... 54 
5.1.1 Análise Descritiva ............................................................................. 54 
5.1.2 Análise Qualitativa ............................................................................ 57 
5.1.2.1 Matched Filter Gravimetria ......................................................... 62 
5.1.2.2 Domínios Gravimétricos ............................................................. 69 
5.1.2.3 Lineamentos Gravimétricos ....................................................... 72 
5.1.3 Análise Quantitativa .......................................................................... 78 
5.1.3.1 Deconvolução de Euler .............................................................. 78 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [vii] 
 
5.2 Interpretação de Magnetometria ............................................................. 88 
5.2.1 Análise Descritiva ............................................................................. 88 
5.2.2 Análise Qualitativa ............................................................................ 90 
5.2.2.1 Matched Filter Magnetometria ................................................... 93 
5.2.2.2 Domínios Magnéticos ................................................................ 99 
5.2.2.3 Lineamentos Magnéticoss ....................................................... 103 
5.2.3 Análise Quantitativa ........................................................................106 
5.2.3.1 Deconvolução de Euler ............................................................ 106 
6 INTEGRAÇÃO DE DADOS ........................................................................ 115 
6.1 Domínios Tectono-Geofísicos ............................................................... 116 
6.2 Lineamentos Geofísicos ........................................................................ 120 
6.3 Assinatura das Províncias Tectônicas .................................................. 122 
6.4 Deconvolução de Euler Intervaladas ..................................................... 124 
6.4.1 Comportamento das Soluções .................................................... 124 
6.4 2 Estimativa da Espessura Sedimentar dos Grábens .................... 128 
7 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES .............................................................. 132 
7.1 Discussões ............................................................................................ 132 
7.2 Conclusões ........................................................................................... 136 
7.2 Sugestões ............................................................................................. 138 
8 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................... 139 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [viii] 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
Figura 1.1 – Mapa de localização da Bacia dos Parecis em contraste com as 
bacias fanerozóicas do Brasil. .......................................................................... 4 
Figura 1.2 – Demarcação dos arcos de Vilhena e Serra formosa retirados de 
Bahia (et al., 2007) subdividindo a Bacia dos Parecis em três sub-bacias: 
Rondoônia, Juruena, Alto-Xingu. ...................................................................... 5 
Figura 2.1 – Modelo de blocos crustais arqueanos com características de 
terreno granito greenstone articulados por estruturas extensionais 
mesoproterozóicas (Hasui et al., 1994) .......................................................... 11 
Figura 2.2 –Evolução dos modelos geocronológicos aplicados ao Cráton 
Amazônico (adaptada de Santos, 2004). ....................................................... 12 
Figura 2.3 – Localização das linhas sísmicas realizadas pela ANP em 2011 e 
poços na Bacia dos Parecis. .......................................................................... 13 
Figura 2.4 – Mapa geológico da Bacia dos Parecis. Fonte: SIG Mato Grosso 
(Lacerda Filho et al., 2004) e SIG Rondônia (Quadros & Rizzoto, 2007). ....... 14 
Figura 2.5 – Domínios tectonossedimentares da Bacia dos Parecis propostos 
por Siqueira (1989) e modificados por Bahia et al. (2007). ............................. 17 
Figura 3.1 – Seção esquemática através da Terra mostrando as principais 
características de seu campo magnético (Adaptada de Isles & Rankin, 2013). 
 ......................................................................................................................... 25 
Figura 4.1 – Localização dos projetos aeromagnéticos na Bacia dos Parecis, 
características sobre cada projeto, na tabela 4.1 ............................................. 32 
Figura 4.2 – Localização dos aerolevantamentos e das estações terrestres de 
gravimetria utilizadas neste trabalho ................................................................ 33 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [ix] 
 
Figura 4.3 – Fluxograma sequenciando o processamento de dados. O (P) 
indica que o produto foi obtido para cada projeto geofísico. ........................... 34 
Figura 4.4 – Onda senoidal de alta frequência (linha tracejada) amostrada em 
pontos discretos gerando uma onda de menor frequência (linha continua) 
(Davis, 1986). .................................................................................................. 36 
Figura 4.5 – Resposta dos diferentes graus do filtro para um determinado 
(Readaptada de Geosoft Tutorial, 2013). ........................................................ 39 
Figura 4.6 – Transformada da função cosseno direcional e sua reposta para 
diferentes graus com fixo (Readaptada de Geosoft, 2013). ......................... 40 
Figura 4.7 – Curvas de variação do plano de elevação da continuação 
ascendente com relação ao Número de onda (Readaptada Geosoft, 2013) .. 42 
Figura 4.8 – Diagrama do método Suture. Dado um ponto P que dista D1 de 
um certo grid 1 e D2 de um segundo grid, o gráfico mostra a relação de peso 
entre seus valores correspondentes e seu dado de saída (adaptada de 
Johnson et al., 1999). ...................................................................................... 43 
Figura 4.9 – Diagrama do método Suture. A transformada de Fourier é usada 
para divisão da curva de diferença entre as duas curvas. Em seguida uma 
correção de suavização é aplicada para cada curva de frequência, proporcional 
a sua amplitude e comprimento de onda (Johnson et al., 1999). .................... 44 
Figura 5.1 – Histograma do mapa de Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis. 
a) o histograma foi dividido em 16 classes; b) Subdivisões da curva de 
frequência em seguimentos correspondentes à distribuição de dados. 
Seguimento azul corresponde a primeira curva de inclinação que varia de -
127.5 à -90 mGal; o segundo seguimento (reta amarela) varia de -90 à -2.5 
mGal; a o terceiro seguimento (reta vermelha) varia de -2.5 à 35 mGal; P1, P2, 
P3 e P4 são os pontos de intersecção das retas traçadas na interpretação. .. 55 
Figura 5.2 – Mapa de Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis com histograma 
de frequência dos dados. ................................................................................ 57 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [x] 
 
Figura 5.3 – Mapa de visualização 3D da superfície de anomalia Bouguer da 
Bacia dos Parecis com inclinação de 39° e Azimute 62. ................................ 58 
Figura 5.4 – Identificação de altos e baixos gravimétricos relativos no mapa de 
Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis com histograma de frequência 
acumulada dos dados. .................................................................................... 60 
Figura 5.5 – Representação das amplitudes e da média das amplitudes dos 
altos gravimétricos em colunas. ...................................................................... 61 
Figura 5.6 – Representação das amplitudes e da média das amplitudes dos 
Baixos gravimétricos em colunas. ................................................................... 62 
Figura 5.7 – Mapa e histograma da componente rasa da anomalia Bouguer 
(6,5 km) com os altos e baixos gravimétricos identificados. ........................... 64 
Figura 5.8 – Mapa e histograma da componente intermediária da anomalia 
Bouguer (14,1 km) com os altos e baixos gravimétricos identificados. ........... 65 
Figura 5.9 – Mapa e histograma da componente profunda da anomalia 
Bouguer (41 km) com altos e baixos gravimétricos identificados. ................... 66 
Figura 5.10 – Anomalia Bouguer (km 0) e suas bandas decompostas através 
do matched filter em suas respectivas profundidades (Fontes Rasas a 6,5 km, 
Fontes Intermediárias à 14,1 km e Fontes Profundas à 41 km). Visualização 
com inclinação 26° e Azimute 0°. ..................................................................... 68 
Figura 5.11 – Composição ternária do matched filter das camadas rasa, 
intermediária e profunda retiradas da anomalia Bouguer com contorno da 
primeira derivada vertical igual a zero e os altos e baixos indicados. ............. 69 
Figura 5.12 – (a) Sobreposição dos domínios gravimétricos sobre a primeira 
derivada vertical da anomalia Bouguer em cinza. (b) Sobreposição dos 
domínios gravimétricos sobre a composição ternária da anomalia Bouguer das 
3 profundidades obtidas pelo uso do matched filter. ....................................... 70 
Figura 5.13 – Inclinação do Sinal Analítico do Gradiente Horizontal (ISAGHT)do mapa de anomalia Bouguer e interpretação das 3 classes dos lineamentos 
gravimétricos L1, L2 e L3. ................................................................................ 73 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xi] 
 
Figura 5.14 – Grupos de lineamentos gravimétricos interpretados sobre a 
composição ternária das componentes rasas, intermediárias e profundas do 
matched filter da anomalia Bouguer. ............................................................... 74 
Figura 5.15 – Grupos de lineamentos identificados através do produto ISAGHT 
(a) sobre a camada mais rasa do matched filter; (b) sobre a camada 
intermediária do matched filter; (c) sobre a camada mais profunda do matched 
filter; (d) Composição ternária do ISAGHT de cada uma das camadas retiradas 
do Matched Filter e os domínios e lineamentos gravimétricos ........................ 77 
Figura 5.16 – Gráfico que mostra a relação entre o número de soluções da 
deconvolução de Euler (eixo y) e seu índice estrutural (eixo x) para diferentes 
janelas fixas. ................................................................................................... 78 
Figura 5.17 – Gráfico que mostra a relação entre a média de profundidade das 
soluções oriundas da deconvolução de Euler em função do índice estrutural 
para diferentes janelas fixas ............................................................................. 79 
Figura 5.18 – Integração da anomalia Bouguer, componentes rasa, 
intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para os 
diferentes índices estruturais (n) à janela de 16,5 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) 
n = 2. ............................................................................................................... 83 
Figura 5.19 – Integração da anomalia Bouguer, componentes rasa, 
intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para os 
diferentes índices estruturais (n) à janela de 33 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n 
= 2. .................................................................................................................. 84 
Figura 5.20 – Integração da Anomalia Bouguer, componentes rasa, 
intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para os 
diferentes índices estruturais (n) à janela de 66 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n 
= 2. .................................................................................................................. 85 
Figura 5.21 – Integração da Anomalia Bouguer, componentes rasa, 
intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para os 
diferentes índices estruturais (n) à janela de 82,5 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) 
n = 2.. .............................................................................................................. 86 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xii] 
 
Figura 5.22 – Imagem ternária das componentes rasa, intermediária e 
profunda da anomalia Bouguer obtidas do matched filter em conjunto com os 
lineamentos gravimétricos e as soluções da deconvolução de Euler para janela 
de 33 km e n=0. .............................................................................................. 87 
Figura 5.23- a) O histograma do CMA da Bacia dos Parecis foi dividido em 16 
classes, segundo o critério de Sturges (Sturges, 1926); b) Subdivisões da curva 
de frequência em seguimentos correspondentes à distribuição de dados. 
Seguimento azul corresponde a primeira curva de inclinação que varia de -375 
à -237 nT; o segundo seguimento (amarelo) varia de -273 à 175 nT; e o terceiro 
seguimento (vermelho) corresponde ao intervalo de 175 à 312,5 nT; P1, P2, P3 
e P4 são os pontos de intersecção das retas traçadas na interpretação ........ 89 
Figura 5.24- Compilação das figuras oriundas do CMA (a): DZ (b), DRTP (c), 
ASA (d) ............................................................................................................ 92 
Figura 5.25 – Mapa e histograma da componente da componente rasa do 
matched filter para o CMA (5,4 km). ................................................................ 94 
Figura 5.26 – Mapa e histograma da componente intermediária do matched 
filter para o CMA (15,4 km) ............................................................................. 95 
Figura 5.27 – Mapa e histograma da camada profunda do matched filter para o 
CMA (26,1 km). .............................................................................................. 96 
Figura 5.28 – Campo Magnético Anômalo e suas camadas decompostas 
através do matched filter projetados em suas respectivas profundidades (fontes 
rasas a 5,4, intermediárias a 15,4 e profundas a 25,1 quilômetros). Visualização 
com inclinação 17° e Azimute 0°. .................................................................... 97 
Figura 5.29 – Composição ternária das componentes rasa (5,4 km) em 
vermelho, intermediária (15,4 km) em verde e profunda (26,1 km) em azul do 
matched filter realizado a partir do CMA. ........................................................ 98 
Figura 5.30 – a) Mapa da composição ternária da Amplitude do Sinal Analítico 
das componentes Rasa (vermelha), Intermediária (verde) e Profunda (azul) do 
matched filter do CMA. b) Domínios magnéticos interpretados sobre o mapa da 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xiii] 
 
composição ternária da Amplitude do Sinal Analítico ASA das componentes 
rasa (vermelho), intermediária (verde) e profunda (azul) do matched filter do 
CMA. ............................................................................................................ 100 
Figura 5.31 – Domínios magnéticos interpretados sobre: A) o CMA; B) a 
primeira derivada vertical; C) a Redução ao Polo; D) a Amplitude do Sinal 
Analítico. ........................................................................................................ 102 
Figura 5.32 – Inclinação do Sinal Analítico do Gradiente Horizontal (ISAGHT) e 
histograma com interpretação dos 3 grupos de lineamentos magnéticos L1, L2 
e L3 representados pelas cores vinho, amarelo e azul, respectivamente. ... 103 
Figura 5.33 – Lineamentos magnéticos sobrepostos à: (A) Componente rasa 
do matched filter CMA; B) Componente intermediária do matched filter CMA; C) 
Componente profunda do matched filter CMA; (D) Composição ternária do 
ISAGHT das camadas retiradas do matched filter. ....................................... 105 
Figura 5.34 – Relação entre o número de soluções da deconvolução de Euler e 
seu índice estrutural para diferentes janelas fixas de 10,5, 21, 42 e 52,5 km. 
 ....................................................................................................................... 106 
Figura 5.35 – Relação entre o a profundidade média (km) da deconvolução de 
Euler e seu índice estrutural para diferentes janelas fixas de 10,5, 21, 42 e 52,5 
km. ................................................................................................................ 107 
Figura 5.36 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as 
três camadas subsequentes representam a decomposição do CMA com base 
no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as 
soluções de Euler para os diferentes índices estruturais (n) com janela de 10,5 
km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. ..................................................... 111 
Figura 5.37 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as 
três camadas subsequentes representam a decomposição do CMA com base 
no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as 
soluções de Euler para os diferentes índices estruturais (n) com janela de 21 
km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. ..................................................... 112 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xiv] 
 
Figura 5.38 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as 
três camadas subsequentes representam a decomposiçãodo CMA com base 
no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as 
soluções de Euler para os diferentes índices estruturais (n) com janela de 42 
km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. ..................................................... 113 
Figura 5.39 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as 
três camadas subsequentes representam a decomposição do CMA com base 
no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as 
soluções de Euler para os diferentes índices estruturais (n) com janela de 52,5 
km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. ..................................................... 114 
Figura 6.1 – Proposta de novos limites dos Domínios tectono-geofísicos para a 
Bacia dos Parecis. ........................................................................................ 117 
Figura 6.2 – Domínios tectono-geofísicos (figura 6.1) da Bacia dos Parecis 
sobre a malha de anomalia Bouguer. ............................................................ 117 
Figura 6.3 – Domínios tectono-geofísicos (figura 6.1) da Bacia dos Parecis 
sobre campo magnético anômalo reduzido ao polo. ..................................... 118 
Figura 6.4 – Domínios tectono-geofísicos da Bacia dos Parecis sobre a 
integração do ISA do CMA reduzido ao polo (30% de transparência) em tons de 
cinza sobre a malha da anomalia Bouguer em cor. ...................................... 119 
Figura 6.5 – Lineamentos geofísicos sobre a integração do ISA do CMA 
reduzido ao polo (30% de transparência) sobre a malha da anomalia Bouguer. 
 ....................................................................................................................... 120 
Figura 6.6 – Mapa ternário RGB do CMA reduzido ao polo (DRTP), anomalia 
Bouguer inversa e modelo digital de terreno (MDT), vermelho, azul e verde, 
respectivamente. .......................................................................................... 122 
Figura 6.7 – Limites das províncias do Cráton Amazônico (Santos, 2004) 
integrados com a derivada vertical magnética em cinza e transparência 50%, 
lineamentos geofísicos primários (vermelho contínuo), continuação (vermelho 
tracejado) do lineamento geofísico a oeste marcada pelo contato entre as 
províncias Sunsás e Rondônia-Juruena. ....................................................... 123 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xv] 
 
Figura 6.8 – Soluções de Euler rasas (< 6 km) sobre os domínios geofísicos da 
Bacia dos Parecis com a localização dos poços na Bacia dos Parecis sobre a 
composição ISA-BOUGUER com 70% de transparência. ............................. 125 
Figura 6.9 – Soluções de Euler intermediárias (6 km < z < 15 km) sobre os 
domínios geofísicos da Bacia dos Parecis com a localização dos poços na 
Bacia dos Parecis sobre a composição ISA-BOUGUER com 70% de 
transparência. ................................................................................................ 125 
Figura 6.10 – Soluções de Euler profundas (z > 15 km) sobre os lineamentos 
primários e secundários da Bacia dos Parecis ............................................... 127 
Figura 6.11 – Figura comparativa das profundidades máximas obtidas por 
Braga & Siqueira (1996) em azul escuro e as obtidas através de uma análise 
das soluções de Euler no presente trabalho em azul claro. .......................... 130 
Figura 6.12 – Figura com localização e profundidade dos principais 
depocentros da Bacia dos Parecis, integrado com os lineamentos geofísicos 
primários e secundários e os domínios tectono-geofísicos. Os acrônimos P1, 
P2, P3 P4, P5 e P6 correspondem às regiões e profundidades discutidas no 
texto. ............................................................................................................. 131 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 [xvi] 
 
 
LISTA DE TABELAS 
 
Tabela 2.1 – Evoluçãodos principais modelos de interpretação e subdivisão do 
cráton Amazônico (Santos, 2004) ................................................................... 10 
Tabela 4.1 - Informações sobre os levantamentos aerogeofísicos. ................. 33 
Tabela 5.1- Valores da curva de frequência apresentados na figura 5.1 ........ 55 
Tabela 5.2 - Coluna 1 corresponde ao valor do ponto Pn em mGal (n = 1, 2, 3 e 
4); Coluna 2 representa o limitante superior do intervalo; Coluna 3 representa, 
em porcentagem, a amostragem de pontos dentro do intervalo [-140, Pn] mGal. 
 ......................................................................................................................... 56 
Tabela 5.3 - Tabela com descrição dos altos gravimétricos da bacia dos 
Parecis. ............................................................................................................ 59 
Tabela 5.4 - Tabela com descrição dos baixos gravimétricos da Bacia dos 
Parecis. ............................................................................................................ 59 
Tabela 5.5 - Características do espectro de potência gravimétrico das bandas 
para cada interface. .......................................................................................... 62 
Tabela 5.6 - Valores da curva de frequência apresentados na figura 5.29. ..... 88 
Tabela 5.7- Coluna 1 corresponde ao valor do ponto Pn em nT (n= 1, 2, 3 e 4); 
Coluna 2 representa o limitante superior do intervalo; Coluna 3 representa, em 
porcentagem, a amostragem de pontos dentro do intervalo [-1032, Pn] .......... 89 
Tabela 5.8 - Características do espectro de potencia magnético das bandas 
para cada interface ........................................................................................... 93 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 1 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
Essa dissertação apresenta resultados da análise do arcabouço estrutural 
da Bacia dos Parecis. Foram utilizados dados geofísicos e geológicos regionais 
com o objetivo de ampliar o conhecimento a cerca do arcabouço tectônico 
estrutural em amplo intervalo de profundidade, abrangendo desde estruturas 
intrassedimentares e altos estruturais até os grandes domínios crustais. O 
trabalho é composto por sete capítulos. O capítulo inicial apresenta a divisão 
da dissertação. Também busca justificar o propósito deste trabalho, motivação 
para realização do mesmo, localização da área de estudos e os métodos 
utilizados sobre o conjunto de dados. 
O capítulo 2 apresenta uma revisão bibliográfica sobre a geologia regional 
da bacia, seu histórico de exploração e da evolução de seu conhecimento. 
Os capítulos 3 e 4 se estendem em uma compilação acerca da teoria física 
e geofísica dos métodos utilizados. Estes capítulos abrangem a descrição dos 
dados e suas características, a caracterização dos parâmetros de cada um dos 
aerolevantamentos, as técnicas de tratamento e processamento a serem 
utilizados nos dados. 
O capítulo 5 é estruturado em três etapas para cada um dos métodos 
geofísicos utilizados: análise descritiva, qualitativa e quantitativa. A análise 
descritiva baseia-se em exame do banco de dados, a qualitativa busca a 
demarcação de estruturas, domínios e lineamentos magnéticos e 
gravimétricos. E a quantitativa estima a profundidade média de corpos e 
camadas com propriedades físicas distintas. 
O capítulo 6 busca integrar os dados geofísicos de gravimetria e 
magnetometria processados e interpretados, separadamente, com o 
conhecimento geológico, para que assim seja possível validar um modelo 
 
 
Faria, H. P. A. 
 2 
 
físico-geológico para o os principais domínios e lineamentos tectônico-
geofísicos da bacia. 
O capítulo 7 apresenta as discussões e conclusões. 
As figuras e tabelas são referenciadas no texto de acordo com sua ordem 
nos respectivos capítulos, isto é, a “figura 3.2” se remete a figura 2 do capítulo 
3. As referências bibliográficas encontram-se no capítulo 8. 
1.1 JUSTIFICATIVA DO TEMA 
A Bacia dos Parecis era poucoconhecida até a década de 70 quando a 
Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) executou projetos de 
mapeamento geológico sistemático de área que recobria a bacia integralmente. 
Tais projetos serviram como base para vários estudos apresentados a partir de 
1974 (e.g. Padilha et al, 1974). 
Os resultados dos projetos citados indicam bacia com sedimentação 
predominantemente continental sem interesse para depósitos de 
hidrocarbonetos. Entretanto, após a integração de dados obtidos pelo Setor de 
Bacias Interiores do Departamento de Exploração da Petrobrás em agosto de 
1987, a Bacia dos Parecis mostrou pré-requisitos que a tornaram atrativa à 
pesquisa de petróleo (Siqueira, 1989). 
Em função da pré-disposição petrolífera a bacia foi alvo de investimentos 
da Petrobras até a metade da década de 90 para verificação de sua 
potencialidade (Siqueira e Teixeira, 1993). Os investimentos resultaram no 
recobrimento da maior parte da bacia por levantamentos geofísicos terrestres e 
aerotransportados. A maior parte destes levantamentos foi adquirida pela 
Petrobras na segunda metade da década de 90. Dados mais recentes foram 
adquiridos pela CPRM entre os anos de 2006 e 2008. 
Segundo Gunn (1997), o desenvolvimento de novas tecnologias na 
aquisição de dados de geofísica aérea possibilitou maior aproveitamento nos 
estudos de bacias sedimentares e suas estruturas, revelando a existência de 
gradientes magnéticos relacionados a estruturas sedimentares e os associando 
 
 
Faria, H. P. A. 
 3 
 
com anomalias gravimétricas encontradas. Com essa evolução tecnológica 
houve grande avanço na qualidade das interpretações, uma vez que 
anteriormente apenas a identificação do embasamento das bacias 
sedimentares era possível. Estes novos modelos de processamento e 
interpretação concentram-se em definir atributos geométricos tanto 
relacionados a profundidades quanto a estruturas de corpos anômalos, não se 
restringindo apenas a forma e profundidade do embasamento de bacias 
sedimentares. 
 
1.2 OBJETIVOS 
Em função de novos dados geofísicos aéreos e terrestres e da evolução 
das técnicas de processamento e interpretação de dados, esse estudo se 
propõe a contribuir para a evolução do conhecimento do arcabouço tectônico-
geofísico da Bacia dos Parecis. Os objetivos foram alcançados através do 
mapeamento, continuação das estruturas em subsuperfície e da estimativa de 
profundidade dos altos e baixos estruturais através da integração dos métodos 
potenciais, gerando produtos abaixo listados: 
i) Mapa de domínios e lineamentos magnéticos e gravimétricos; 
ii) Informações sobre a continuação as estruturas magnéticas e 
gravimétricas em profundidade; 
iii) Identificação de blocos crustais de maior magnetização e densidade, 
adelgaçamentos crustais e outras descontinuidades sobre a bacia. 
Acredita-se que, com esses objetivos concluídos, seja possível auxiliar 
trabalhos de integração com outros métodos geofísicos e futuros trabalhos de 
exploração. 
1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO 
A Bacia dos Parecis se localiza no sudoeste do Cráton Amazônico, a norte 
da bacia do Paraná e sudoeste da Bacia do Parnaíba. Ocupa a região centro-
norte do estado de Mato Grosso e sudeste de Rondônia, alongada na direção 
EW (1250 km x 400 km) entre as longitudes -64º e -62º, e latitudes -16º e -10º 
(figura 1.1). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 4 
 
 
Figura 1.1 – Mapa de localização da Bacia dos Parecis em contraste com as bacias 
fanerozóicas do Brasil. 
 
De acordo com Siqueira e Teixeira (1993) a bacia se divide em três 
domínios tectonosedimentares separados pelos altos de Vilhena e da Serra 
Formosa (figura 1.2). Segundo Siqueira (1989) a porção oeste é a depressão 
tectônica (sub-bacia Rondônia), a região central é caracterizada por um baixo 
 
 
Faria, H. P. A. 
 5 
 
gravimétrico (sub-bacia Juruena) e o extremo leste é interior tipo sinéclise (sub-
bacia Alto Xingu) 
 
Figura 1.2 – Arcos de Vilhena e Serra formosa (Bahia et al., 2007) subdividindo a 
Bacia dos Parecis em três sub-bacias: Rondônia, Juruena e Alto Xingu. 
 
1.4 MÉTODOS E BASE DE DADOS 
Os métodos utilizados incluem: i) integração da bibliografia sobre o 
arcabouço da Bacia dos Parecis, bem como a contextualização de sua 
evolução tectônica e processos de sedimentação; ii) processamento de dados 
de gravimetria e magnetometria; iii) integração dos métodos para interpretação; 
iv) descrição do arcabouço tectônico estrutural da bacia. 
Devido à grande extensão da área de estudo, os levantamentos cobrem 
mais de uma Zona UTM (Zonas 21S e 22S), e o processamento foi realizado 
usando-se o datum WGS 84. 
Parte dos dados deste trabalho é produto de aerolevantamentos, que se 
apresentaram como ferramenta eficiente devido ao desenvolvimento da 
eletrônica digital no início da década de 70 e a disponibilização de Global 
Position Sisteming (GPS) para uso público no final da década 80. Além disso, 
 
 
Faria, H. P. A. 
 6 
 
os sensores magnéticos e gravimétricos foram otimizados possibilitando 
aquisições de melhor resolução (Hildenbrand, 2002). 
A etapa de processamento e análise dos dados foi realizada com a 
plataforma Oasis Montaj (versão 7), por meio do seguinte procedimento: 
i) Filtro de quarta diferença; 
ii) Geração de malhas regulares com tamanho variável de célula para 
cada projeto aéreo através do algoritmo bigrid (as células variam para 
cada levantamento, pois o espaçamento de linhas de voo não é 
constante para os projetos, essas especificações serão mencionadas 
no capitulo 4); Geração da malha para os dados de gravimetria 
terrestre através do algoritmo rangrid; 
iii) Micronivelamento dos dados aéreos; 
iv) Continuação ascendente para os levantamentos realizados com 
elevação menor que levantamento realizado com maior elevação (1060 
metros); a elevação foi realizada para se homogeneizar a malha 
resultante da anomalia Bouguer e do campo magnético anômalo, uma 
vez que há dados com qualidades muito distintas, desde alta resolução 
com altura de voo próxima de 100 metros; 
v) Junção dos levantamentos magnéticos, junção dos gravimétricos; 
vi) Análise estatística dos dados; 
vii) Aplicação de filtros para realçar características com o intuito de ampliar 
as formas de interpretação dos dados; 
viii) Delimitação dos domínios e marcação dos lineamentos; 
ix) Deconvolução de Euler; 
x) Integração dos dados. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 7 
 
2. GEOLOGIA 
 
Este capítulo tem como objetivo apresentar resumo da geologia da região 
onde se insere a Bacia dos Parecis, com breve abordagem sobre o Cráton 
Amazônico e o modelo geológico da bacia adotado neste trabalho. 
Em seguida, apresenta o histórico de exploração na Bacia dos Parecis, a 
aquisição de dados geológicos e geofísicos que fornecerão subsídios a este 
trabalho na etapa de interpretação dos dados. Finaliza apresentando a 
compilação dos estudos geológicos sobre a bacia para identificar suas 
formações e estruturas, seguido de uma nova proposição de Vasconcelos et al. 
(2014) que reclassifica a Bacia dos Parecis como bacia Neoproterózoica. 
 
2.1 CRÁTON AMAZÔNICO 
Por definição, crátons são partes relativamente estáveis da crosta terrestre. 
São formados pela consolidação das crostas continentais durante inatividade 
tectônica. Geralmente são encontrados no interior de placas tectônicas e são 
caracteristicamente compostos por um embasamento de rochas cristalinas, que 
provavelmente é coberto por rochas sedimentares mais recentes (Grotzinger & 
Jordan, 2010). 
O Cráton Amazônico, uma das maiores e menos conhecidas áreas pré-
cambrianas do mundo, inclui-se entre as principais unidades tectônicas da 
América do Sul (5.600.000 km²), separado da faixa orogênica andina por 
extensiva cobertura Cenozóica (Llanos colombianos e venezuelanos, Chaco 
paraguaio-boliviano, etc.), que dificulta o estabelecimento de seu limite 
ocidental. Sua extensão paraoeste, sob a cobertura Cenozóica, é sugerida 
pela presença de fragmentos Mesoproterozóicos na Cordilheira Oriental, como 
Garzón e Santa Marta (Kroonenberg, 1982; Priem et al.,1989). No Brasil o 
Cráton Amazônico, com área aproximada de 4.400.000 km2, é limitado a leste 
 
 
Faria, H. P. A. 
 8 
 
pelo Grupo Baixo Araguaia, a sul e sudeste pelos grupos Alto Paraguai, Cuiabá 
e Corumbá e por rochas geradas durante o Ciclo Orogênico Brasiliano (900–
540 Ma, Pimentel & Fuck, 1992). É em relação às rochas geradas durante esse 
ciclo orogênico que o conceito de cráton é aplicado, representando a área 
estabilizada em tempos pré-brasilianos (cerca de 1000 Ma). O cráton é coberto 
por bacias Fanerozóicas a leste (Parnaíba), sul (Xingu e Alto Tapajós), 
sudoeste (Parecis), oeste (Solimões), norte (Tacutu) e centro (Amazonas). O 
Cráton Amazônico foi definido por Almeida (1978), seguindo a caracterização 
de escudo (Barbosa & Andrade Ramos, 1959) e plataforma (Ferreira, 1969; 
Suszczinski, 1970; Amaral, 1974), aperfeiçoado por Amaral (1984) com base 
na compartimentação definida por Almeida et al. (1977). 
Dois modelos antagônicos tratam o Cráton Amazônico com base na 
concepção de províncias tectônicas ou geocronológicas: 
i) O geofísico-estrutural considera o cráton como mosaico de doze blocos 
ou paleoplacas com idades Arqueanas (ou Paleoproterozóicas), com 
características de terreno granito-greenstone (Hasui et al., 1984). As 
margens dos blocos são marcadas por dezenove faixas colisionais ou de 
cisalhamento igualmente de idades Arqueanas a Paleoproterozóicas, 
reativadas muitas vezes no Mesoproterozóico (Figura 2.1). O modelo 
baseia-se em dados geofísicos, mapa gravimétrico da América do Sul 
(Hasui et al., 1984) e mapa magnético do Brasil, e em interpretações 
estruturais (localização de possíveis zonas de cisalhamento regionais). 
Não emprega dados geocronológicos e considera apenas o processo 
colisional tipo himalaiano (crosta continental x crosta continental) na 
evolução do cráton; 
ii) O modelo de Amaral (1974) (Figura 2.2a), ou modelo geocronológico, foi 
adaptado e aperfeiçoado ao longo do tempo (Tabela 2.1), principalmente 
devido à disponibilização de novos dados pelo método Rb-Sr nas 
décadas de 1970 e 1980 e U-Pb e Sm-Nd na década de 1990. Com base 
em centenas de novos dados Rb-Sr, produzidos principalmente durante o 
Projeto Radar na Amazônia, Cordani et al. (1979, Figura 2.2b) 
 
 
Faria, H. P. A. 
 9 
 
desenvolveram a proposta de Amaral (1974), com algumas alterações 
nos nomes das províncias e introdução da Província Rondoniana. Nesse 
modelo geocronológico, mais mobilístico, o cráton é entendido como 
originado a partir de núcleo antigo, Amazônia Central (Arqueano ou 
Paleoproterozóico), em torno do qual faixas móveis foram acrescidas 
durante o Proterozóico. À vista da baixa confiabilidade das idades Rb-Sr, 
muitas vezes com valores em desacordo com o empilhamento 
estratigráfico regional e com limites geológicos imprecisos, o modelo 
recebeu algumas alterações nos anos seguintes. 
Contando com grande acervo de dados Rb-Sr e K-Ar, Teixeira et al. (1989) 
introduziram alterações no modelo anterior, caracterizando apenas a Amazônia 
Central como província e interpretando as demais como faixas móveis. 
Datações U-Pb em zircão demonstraram a idade arqueana de Carajás (Gibbs 
et al.,1986), o que levou ao seu desmembramento da Província Maroni-
Itacaiúnas e agregação à Província Amazônia Central (Teixeira et al.,1989). Os 
últimos autores introduziram faixa móvel mais jovem no extremo sudoeste do 
cráton, retirada da Faixa Móvel Rondoniana, chamada de Faixa Móvel Sunsas 
(1200–900 Ma), localizada na Bolívia e modificaram configuração da Faixa 
Móvel Maroni–Itacaiúnas, introduzindo uma bifurcação que a conecta 
perpendicularmente com a região do Rio Negro, no Amazonas (Tabela 2.1, 
Figura 2c). Utilizando dados Sm-Nd, Tassinari et al. (1996) voltam a adotar a 
nomenclatura de províncias, modificando ligeiramente seus limites e intervalos 
de idades em relação ao modelo de Teixeira et al. (1989). Tassinari (1996) 
propõe nova província, Ventuari–Tapajós, com idade entre 1900–1800 Ma e 
interpretada como um arco magmático, situada entre as províncias Rio Negro–
Juruena e Amazônia Central (Figura 2.2d). Tassinari & Macambira (1999) 
mantem a proposta de Tassinari (1996), apenas considerando as províncias 
Ventuari–Tapajós, Rondoniana–San Ignácio e Sunsas, 50 milhões de anos 
mais antigas (Tabela 2.1). Santos et al. (2000) e Santos (2004) reinterpretaram 
as províncias do Cráton Amazônico (Figura 2.2e) com base em dados U-Pb e 
Sm-Nd (Tabela 2.1). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 10 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 11 
 
 
Figura 2.1 – Modelo de blocos crustais arqueanos com características de terrenos 
granito greenstone articulados por estruturas extensionais 
mesoproterozóicas (Hasui et al., 1994). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 12 
 
 
Figura 2.2 – Evolução dos modelos geocronológicos aplicados ao Cráton Amazônico 
(adaptada de Santos, 2004). 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 13 
 
2.2 BACIA DOS PARECIS 
2.2.1 - Histórico de Exploração e Estudos 
Até o inicio de 1970, a geologia da bacia era pouco conhecida, referida 
apenas em trabalhos de reconhecimento. Em 1974 o Departamento Nacional 
da Produção Mineral –DNPM iniciou programa de mapeamentos geológicos 
recobrindo integralmente a Bacia dos Parecis nas escalas de 1:250.000 e 
1:500.000, conduzidos pela Companhia de Pesquisas e Recursos Minerais – 
CPRM (Siqueira et al., 1989). 
A porção oeste da bacia é recoberta pelo Projeto Sudeste de Rondônia 
(Pinto Filho et al., 1977), a central e a nordeste pelo Projeto Centro-Oeste do 
Mato Grosso (Padilha et al., 1974), a Sudoeste pelo Projeto Serra do Roncador 
(Costa et al., 1975) e a porção sudeste da bacia pelos projetos Alto Guaporé e 
Serra Azul (Barros & Pastore Jr., 1974; Ribeiro Filho et al., 1975, 
respectivamente). 
Em 1981 a CPRM realizou um furo de sondagem na porção leste da sub-
bacia de Rondônia (PB-01-RO) atingindo a profundidade de 950 metros (figura 
2.3). 
 
Figura 2.3 - Localização das linhas sísmicas realizadas pela ANP em 2011 e poços na 
Bacia dos Parecis. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 14 
 
Em 1988 a Petrobras iniciou a aquisição de dados aeromagnéticos após a 
descoberta da exsudação de gás do Rio Teles Pires na porção SE da sub-
bacia Juruena (Siqueira, 1989). 
Siqueira (1989) sintetizou as informações dos mapeamentos geológicos e 
da integração com dados geofísicos que recobriram a Bacia dos Parecis. A 
figura 2.4 apresenta o mapa geológico da bacia com base nos dados de SIG do 
Mato Grosso e Rondônia disponíveis no GEOBANK/CPRM (Lacerda Filho et 
al., 2004), e Quadros & Rizzoto (2007), respectivamente. 
 
Figura 2.4 – Mapa geológico da Bacia dos Parecis. Fonte: SIG Mato Grosso (Lacerda 
Filho et al., 2004) e SIG Rondônia (Quadros & Rizzoto, 2007). 
 
Em 1992 a Petrobras adquiriu as primeiras linhas de reflexão sísmicas 2D, 
um total de 490 km lineares, sugerindo espessuras sedimentares superiores a 
5 km. Em 1993 iniciou-se a aquisição de dados gravimétricos terrestres pela 
 
 
Faria, H. P. A. 
 15 
 
Petrobras e pelo IBGE. Ao todo estes dados somam 19.328 pontos que 
recobrem a porção central da bacia, conforme será detalhado no capítulo 04. 
 Siqueira & Teixeira (1993) apresentam a bacia como uma nova fronteira 
exploratória da PETROBRAS, com base em estudos dos novos dados 
adquiridos em levantamentos gravimétricos, aeromagnéticos e sísmicos, que 
levaram ao planejamento de duas perfurações estratigráficas. Estas 
perfurações estratigráficas executadas pela Petrobras foram realizadas na sub-
bacia Juruena e ambas confirmam a existência de expressivo pacote 
sedimentar horizontal na porção mediana da bacia. O primeiro poço foi 
realizado em 1993 (2-FI-1-MT), alcançando 2386 metros, com objetivo de 
pesquisa de carvão energético. O segundopoço foi realizado em 1995 (2-SM-
1-MT) localizado relativamente próximo às exsudações de gás de Salto 
Magessi, na extensão oriental do gráben do Colorado. Neste poço foram 
detectados três níveis de arenito gaseífero, em profundidades entre 2800 e 
5000 metros. A perfuração atingiu a profundidade de 5779 metros, o que 
segundo diversos autores, não atingiu o embasamento cristalino da bacia 
(figura 2.3). 
Em 1995 a campanha de aerolevantamentos para recobrir a bacia foi 
retomada, conforme será detalhado no capítulo 04. A partir destes dados foram 
delineadas grandes feições na bacia tais como grábens Paleozóicos e 
Proteorozóicos (Braga & Siqueira, 1996). 
Braga & Siqueira (1996) apresentaram, pela primeira vez, um modelo para 
o embasamento da bacia, através da inversão de dados gravimétricos 
restringidos por estimativas do espectro de fontes magnéticas. 
Bahia et al. (2006) apresentaram trabalho de revisão e integração 
tectonossedimentar da bacia, seguindo a nomenclatura apresentada por 
Siqueira (1989). 
Bahia et al. (2007) propuseram a análise da evolução tectonossedimentar 
da bacia através da integração de dados de métodos potenciais. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 16 
 
Em 2008 a ANP realizou um levantamento geoquímico com 2400 pontos 
de amostragem, constatando concentração anômala de hidrocarbonetos leves, 
indicando origem termogênica dos mesmos; Em 2008 houve a 10ª rodada de 
licitações, com seis blocos arrematados e a finalização da aquisição dos 
últimos dados aeromagnéticos utilizados neste trabalho. 
Em 2011 a ANP realizou levantamento de 1.500 km de sísmica de reflexão 
localizados na porção central da bacia (figura 2.3). Estes dados demonstram 
intensa estruturação da bacia com grábens Proterozóicos de grande 
profundidade. 
Em 2014 a ANP concedeu autorização prévia à Petrobras para utilização 
de recursos na perfuração do poço 2-ANP-4-MT (figura 2.3), localizado na sub-
bacia Juruena, que tem profundidade estimada de 5.160 metros. 
 
2.2.2 - Geologia Regional 
A Bacia dos Parecis (Siqueira, 1989), anteriormente designada como 
Parecis/Alto Xingu (Schobbenhaus Filho & Campos, 1984) localiza-se no setor 
sudoeste do Cráton Amazônico, possui forma alongada na direção leste-oeste, 
com dimensões aproximadas de 1250 (E-W) por 400 km (N-S). 
Geograficamente situa-se no centro-oeste brasileiro, mais precisamente na 
região centro-norte do estado de Mato Grosso e sudeste de Rondônia. Silva et 
al. (2003) classificam a bacia como tipo fratura interior (IF), produzida por 
esforços distensivos, que migra para o tipo depressão interior (IS), causada por 
movimentos verticais. Ainda segundo os mesmos autores, sua evolução foi 
bastante influenciada pelo desenvolvimento polifásico da região Andina. 
O embasamento da bacia inclui rochas metamórficas de médio e alto grau 
bem como rochas ultrabásicas intrusivas e rochas metavulcano-sedimentares 
(Siqueira, 1989). 
A Bacia está compartimentada, do oeste para leste, em três domínios 
tectonossedimentares separados pelos altos de Vilhena e de Serra Formosa, 
 
 
Faria, H. P. A. 
 17 
 
(Siqueira & Teixeira, 1993). Segundo Siqueira (1989) a porção extremo oeste é 
a depressão tectônica (Sub-bacia Rondônia), a região central é caracterizada 
por um baixo gravimétrico (Sub-bacia Juruena) e o extremo leste é interior tipo 
sinéclise (Sub-bacia Alto Xingu) (Figura 2.5). 
 
Figura 2.5 – Domínios tectonossedimentares da Bacia dos Parecis propostos por 
Siqueira (1989) e modificados por Bahia et al. (2007). 
A Sub-bacia de Rondônia exibe dois grábens de direção geral E-W, que 
afloram por cerca de 220 km, Pimenta Bueno e Colorado, separados entre si 
pelo Alto Estrutural do Rio Branco (Siqueira, 1989). A estrutura profunda da 
bacia evidencia a extensão dos grábens Pimenta Bueno e Colorado por baixo 
da mesma em direção a sudeste, alcançando o estado de Mato Grosso. Esses 
dois grábens se prolongam em sub-superfície para sudeste de forma 
aproximadamente paralela, sempre separados pelo Alto Estrutural do Rio 
Branco. As principais deformações de média escala predominam nas zonas de 
falha, limites dos grábens Pimenta Bueno e Colorado, com brechas e 
silicificação (Braga & Siqueira, 1996). 
Durante evento extensional no Paleozóico a região Amazônica foi afetada e 
se implantou um sistema de riftes intracontinentais aproveitando as zonas de 
fraquezas, que foram preenchidos, em parte, pela Formação Cacoal (Bahia & 
Pedreira, 2001; Siqueira, 1989). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 18 
 
Em sinéclise desenvolvida sobre esse sistema de riftes depositaram-se as 
formações Furnas, Ponta Grossa, Pimenta Bueno, Fazenda Casa Branca, Rio 
Ávila e Parecis. Essas unidades litoestratigráficas geraram sequências 
deposicionais separadas por discordâncias de nível regional. Indicam a 
atuação de eventos tectônicos responsáveis por variações de suas fáceis e 
espessuras no interior da bacia (Siqueira e Teixeira,1993). Teixeira et al., 
(2001) agrupou essas formações em 5 superssequências: Siluro-Devoniana, 
Devoniana, Carbonífero-Permiana-Triássica, Juro-Cretácea e Cretácea, que 
segundo Braga & Siqueira (1996) possuem espessura total de 
aproximadamente 5800 metros. 
A região amazônica também foi afetada por outro evento extensional 
relacionado à separação entre a América do Sul e a África durante o 
Mesozóico. Neste evento rochas sedimentares e vulcânicas preencheram as 
depressões. Na Bacia dos Parecis, este evento se relaciona aos derrames 
basálticos das formações Anari e Tapirapuã (Marzoli et al., 1999). 
A Bacia dos Parecis está coberta de maneira discordante por depósitos 
Cenozóicos, sobre crosta laterítica desmantelada. Corpos kimberlíticos e 
rochas afins, datados entre o Jurássico Inferior e o Cratáceo Superior, ocorrem 
nas regiões noroeste e a sudoeste da bacia. Os dados geológicos apontam 
estruturação profunda de subsidência prolongada, marcante influência no 
Paleozóico e prospectividade para hidrocarbonetos, realçada por indícios de 
gás detectados em superfície (Silva et al., 2003). 
Durante o desenvolvimento deste trabalho atividades mais recentes da 
Petrobras na Bacia dos Parecis, como revisão dos dados do poço 2-SM-1-MT e 
novas linhas sísmicas 2D, levaram Vasconcelos et al. (2014) a propor nova 
carta estratigráfica; onde os autores propõem que a Bacia dos Parecis tem sua 
história evolutiva ligada à interface Neoproterozóico-Fanerozóico. Estes 
autores enfatizam, porém, a grande incerteza na organização estratigráfica da 
Bacia dos Parecis, produto da compilação dos resultados dos poços 
exploratórios e da dificuldade de integrá-los com dados sísmicos magnéticos e 
gravimétricos presentes na região. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 19 
 
 3. INTRODUÇÃO AOS MÉTODOS POTENCIAIS 
 
A geofísica da Terra sólida utiliza a física para estudar o interior da Terra, 
desde a crosta até seu núcleo interno. Essa área pode ser subdividida em 
geofísica global (ou geofísica pura), cujo foco é o estudo de partes inteiras ou 
substanciais do planeta, e em geofísica aplicada, cuja busca é a investigação 
da crosta da terra próxima à superfície aliado a um objetivo econômico 
(Reynolds, 1997). 
Os métodos geofísicos podem ser diferenciados em métodos ativos e 
passivos. Os métodos passivos se fundamentam nos campos naturais da terra. 
Este estudo utilizará dois métodos geofísicos passivos: gravimetria e 
magnetometria. Estes métodos são embasados na teoria do potencial (Blakely, 
1995) e identificam contrastes laterais de densidade e magnetização. 
A representação das anomalias nos métodos passivos é distinta: a 
gravimetria apresenta um contraste monopolar, ou seja, uma anomalia 
apresentada na gravimetria está relacionada apenas a uma variação (positiva 
ou negativa) do campo gravitacional; a resposta identificada na magnetometria, 
fora dos polos e equador magnéticos, é dipolar. Essa característica de 
apresentação do campo magnético dificultasua interpretação, tornando-a mais 
complexa. 
3.1 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA 
Os campos gravitacional e magnético são campos potenciais 
conservativos, ou seja, se comportam de forma fisicamente já conhecida e sua 
característica fundamental é que o trabalho realizado para mover uma partícula 
de massa “m” através destes campos independe do trajeto. A energia é 
constante dentro de um sistema fechado em um campo potencial conservativo 
e, ainda, vale a equação de Laplace (derivada do potencial Newtoniano) 
(Telford et al., 1990). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 20 
 
Como ambos são campos potenciais, uma vez entendido o comportamento 
e as características do campo potencial gravitacional valem as mesmas 
características para o campo magnético. 
3.1.1 Teoria do Potencial 
Uma das propriedades de um campo conservativo, , é que a força que o 
origina é derivada de uma função potencial escalar ( ), conhecida como 
Newtoniana, pelo cálculo do gradiente: 
 ( ) 
 ( )
 
 (3.1) 
 ( ) ( ) (3.2) 
O Teorema de Gauss (eq 3.3) diz que a integral do divergente de um 
campo vetorial g sobre uma região do espaço é equivalente à integral da 
componente normal do campo g através da região de superfície fechada S que 
envolve ( = ∂ ). 
∫ 
 
∫ 
 (3.3) 
Caso não haja atração dentro do volume, ou seja, se não houver massa no 
interior da superfície, as integrais são zero e . 
Todavia, como a força gravitacional é dada pelo gradiente do potencial escalar 
U: 
 (3.5) 
Ou seja, o potencial no espaço satisfaz a equação de Laplace (eq 3.6), que 
em coordenadas cartesianas é dada por: 
 ( ) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 (3.6) 
 
 
Faria, H. P. A. 
 21 
 
 Uma vez que se assume que os campos são verticais e devido à 
 
 
 
, qualquer derivada da solução equação diferencial também é uma 
solução, desta forma: 
 (3.7) 
Para campos cujo interior possui massas atrativas, o potencial gravitacional 
satisfaz a equação de Poison (eq 3.8): 
 (3.8) 
Onde é a densidade aparente. 
Essas equações implicam que várias distribuições distintas de massa 
podem produzir o mesmo campo potencial sobre uma superfície, isso é 
conhecido como ambigüidade intrínseca da interpretação dos métodos 
potenciais. Em alguns casos é conveniente substituir distribuições de massa 
sobre um volume por superfície uma superfície fechada , de densidade 
fictícia, tal que o campo exterior a é o mesmo. 
De acordo com a equivalência entre a massa inercial e a massa 
gravitacional e a Segunda Lei de Newton, vemos que o campo gravitacional em 
um ponto, cuja unidade de medida é dada em m/s², corresponde à aceleração 
sofrida por um corpo massivo devido à presença da massa M e, portanto, não 
depende do corpo que sofre a ação do campo. 
 
3.1.2 Gravimetria 
A gravimetria tem suas raízes na descoberta da força da gravidade por 
Galileu Galilei, em 1590, e sua quantificação por Isaac Newton, em 1687, 
através de duas de suas principais leis. Em homenagem a Galileu, a unidade 
de aceleração de gravidade é chamada Galileu ou Gal (Reynolds, 
1997). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 22 
 
Tal método mede variações no campo gravitacional da Terra. Mesmo que 
pequenas em magnitude, tais variações permitem deduções sobre a densidade 
e a forma de corpos em sub-superfície. Essas variações se dão devido à 
heterogeneidade das rochas de formações adjacentes. No entanto, assim 
como na magnetometria, o método sofre com o problema da ambigüidade de 
soluções geológicas (Telford et al., 1990; Blakely, 1995). 
A prospecção gravimétrica possui uma ampla gama de aplicações, 
incluindo desde mapeamento de corpos que se encontram em superfície até a 
determinação da espessura crustal. Para uma visão econômica, auxilia na 
identificação e avaliação do potencial de jazidas diversas como: carvão, 
petróleo, sal, bem como matéria prima para a indústria de cerâmica e 
construção (Telford et al., 1990). 
As leis que regem a gravimetria são: i) Lei da Gravitação Universal de 
Newton e ii) Segunda lei da mecânica de Newton. 
A Lei da Gravitação Universal de Newton (eq 3.9) diz que: A força entre 
dois corpos de massa e cujos centros de massa estão nas coordenadas 
( ) e ( ) respectivamente, é diretamente proporcional ao 
produto das massas e inversamente proporcional ao quadrado da distância 
entre os centros de massa, isto é: 
 ⃗( ) 
 
 
 ⃗ (3.9) 
Onde é a intensidade da força em ; 
 é a massa da Terra; 
 ⃗ é um vetor unitário direcionado de a ; 
 é a distancia entre os centros de massa de e definido como: 
 √( )
 ( )
 ( )
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 23 
 
A Segunda Lei da Mecânica de Newton (eq 3.10) enuncia que a força 
resultante ⃗ sobre um corpo de massa gera uma aceleração . Para a 
gravimetria, considera-se a aceleração perpendicular a superfície da Terra. 
Assim, tem -se: 
 ⃗ ⃗ (3.10) 
Combinando as equações 3.9 e 3.10 para obtenção de outra relação: 
 ⃗ 
 
 
 ⃗ (3.11) 
Onde ⃗ é o vetor unitário que se estende ao centro da Terra 
Isso mostra que a magnitude da aceleração devido à gravidade da Terra é 
diretamente proporcional a massa da Terra e inversamente proporcional ao 
quadrado do raio da Terra. 
Teoricamente, idealizando a Terra como uma esfera, a aceleração devido à 
gravidade deveria ser constante sobre toda Terra. Porém, devido a sua forma 
achatada, rotações, topografia irregular e distribuição de massa variável isso 
não é verdade (Reynolds, 1997). 
3.1.3 Densidade das Rochas 
A magnitude do campo gravitacional em um ponto depende de cinco 
fatores: maré terrestre, latitude, elevação, topografia do terreno ao redor e 
variações de densidade das rochas de sub-superficie. O método está 
interessado em determinar a variação lateral de densidade sem a intervenção 
de outros fatores. Felizmente é possível remover a maioria dos efeitos que não 
estão relacionados à variação de densidade com alta precisão através de 
correções (Telford et al., 1990). 
De maneira geral, as rochas sedimentares possuem densidade menor que 
as rochas ígneas e as metamórficas. O intervalo de densidade das rochas 
sedimentares é devido, principalmente, a variação em sua porosidade. Outros 
fatores que afetam a densidade das rochas são: composição, idade, história, 
 
 
Faria, H. P. A. 
 24 
 
profundidade em que se encontram. Em geral, a densidade aumenta em 
conjunto com a profundidade e o tempo. O contraste de densidade entre 
formações sedimentares no campo é raramente maior que 0,25 g/cm³ (Telford 
et al., 1990). 
Mesmo que em geral rochas ígneas sejam mais densas que rochas 
sedimentares, há consideráveis exceções. Rochas vulcânicas extrusivas, 
particularmente lavas, geralmente têm alta porosidade e, consequentemente, 
baixa densidade. Geralmente, rochas ígneas básicas são mais pesadas que as 
ácidas. Porosidade, que afeta a densidade dos sedimentos de forma tão direta 
é de significância minoritária para a maioria das rochas ígneas e metamórficas 
a não ser que elas estejam fraturadas (Telford et al., 1990). 
A densidade costuma aumentar com o grau de metamorfismo, uma vez 
que esse processo tende a preencher os espaços porosos e recristalizar a 
rocha em uma forma mais densa. 
Com raras exceções, minerais não metálicos tem densidade menor que a 
média das rochas da crosta superior (2,67g/cm³), de maneira geral são bem 
mais densos que essa média. Entretanto, como raramente ocorrem em 
grandes volumes, seu efeito normalmente não é vasto. 
3.1.4 MagnetometriaO campo magnético da terra teve sua primeira investigação científica 
realizada por Gilbert. Esse estudo mostrou, a grosso modo, que seu 
comportamento equivale ao de um imã de barra com direção aproximada ao 
eixo de rotação da Terra (Telford et al., 1990). 
 A força e orientação do campo variam de forma relativamente suave 
através do globo, obtendo menor força e tendo orientação horizontal nas 
regiões equatoriais (figura 3.1; Isles & Rankin 2013). 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 25 
 
 
Figura 3.1 – Seção esquemática através da Terra mostrando as principais 
características de seu campo magnético (Adaptada de Isles & Rankin, 
2013). 
A magnetometria é, possivelmente, o método geofísico com estudos mais 
antigos (Telford et al., 1990). Este método mede da intensidade do campo 
magnético total da Terra, essa medição é uma combinação do campo gerado 
no núcleo da Terra e o campo induzido pelas rochas crustais. O parâmetro 
fundamental para a geração do campo induzido pelas rochas crustais é a 
susceptibilidade magnética (k) das rochas. Essa propriedade permite às rochas 
se magnetizarem, esse processo é chamado de indução magnética. O Campo 
magnético induzido nas rochas é paralelo ao campo magnético da terra e sua 
força é proporcional à força do campo terrestre (Isles & Rankin, 2013; Telford et 
al., 1990). 
Os polos magnéticos são caracterizados pelo excesso de carga magnética 
desenvolvida em suas extremidades. Analogamente às cargas elétricas que se 
 
 
Faria, H. P. A. 
 26 
 
acumulam na extremidade do material eletricamente polarizado e geram o 
campo elétrico externo ao material, os polos são encarados como fonte do 
campo magnético externo ao imã (Reynolds, 1997). 
A Força “F” natural do magnetismo entre dois polos e , separados por 
uma distância é expressa na equação 3.12, segundo a lei de Coulomb: 
 ⃗( ) 
 
 
 
 
 
 ⃗ (3.12) 
Onde: 
 é a permeabilidade magnética do meio; 
 ⃗ é o vetor unitário direcional que vai de a . 
Seu campo magnético ( ⃗⃗⃗) é definido como a força que experimenta um 
polo magnético ( ) devido à presença no espaço de outro polo magnético 
considerado, ou seja: 
 ⃗⃗⃗( ) 
 ⃗
 
 
 
 
 
 
 
 ⃗ (3.13) 
Onde é um polo magnético de teste no espaço onde o sensor está 
localizado. 
Um corpo magnético colocado sobre a ação de um campo magnético 
externo se torna magnetizado por indução. Essa magnetização é a 
reorientação dos átomos e moléculas para que seus spins se alinhem. A 
magnetização é medida pela intensidade de magnetização ⃗⃗⃗ (também 
conhecida como polarização magnética ou momento do dipolo por unidade de 
volume). O alinhamento dos dipolos internos produz um campo ⃗⃗⃗, que, dentro 
do corpo, é adicionado ao campo ⃗⃗⃗ formando o campo total ⃗⃗. Se ⃗⃗⃗ é 
constante e tem a mesma direção, o corpo é dito uniformemente magnetizado 
(Telford et al., 1990). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 27 
 
Outra relação fundamental no método magnético é que a razão da 
densidade de fluxo ⃗⃗ pela força de campo ⃗⃗⃗ é uma constante conhecida como 
 que indica a permeabilidade magnética absoluta. A permeabilidade 
magnética do vácuo ( ) possui o valor de , pode ser 
aproximada para a da água e do ar. Para qualquer outro meio, a razão das 
permeabilidades de um meio para o do espaço no vácuo é igual à 
permeabilidade relativa ( ), que por sua vez é uma grandeza adimensional 
(Reynolds, 1997). 
É possível então identificar a relação entre ⃗⃗ e ⃗⃗⃗ por meio do parâmetro 
da susceptibilidade magnética através da equação 3.14: 
 ⃗⃗ ⃗⃗⃗ (3.14) 
Uma vez que 
 ⃗⃗ ⃗⃗⃗ 
Tomando : 
 ⃗⃗ ⃗⃗⃗ ( ) ⃗⃗⃗ ⃗⃗⃗ ⃗⃗⃗ ⃗⃗⃗ ⃗⃗⃗ (3.15) 
Assim, temos: 
 ⃗⃗ ( ⃗⃗) ⃗⃗⃗ e ⃗⃗⃗ ⃗⃗⃗ 
Onde ⃗⃗⃗ é o vetor de intensidade de magnetização, que é a soma vetorial 
entre a intensidade de magnetização induzida e a intensidade de magnetização 
remanente das rochas (Reynolds, 1997). 
O Campo Geomagnético pode ser representado por um modelo 
matemático padrão de descrição do campo magnético terrestre e sua variação 
secular, International Geomagnetic Reference Field - IGRF. Este modelo é 
produzido por modeladores e institutos que coletam dados magnéticos por 
 
 
Faria, H. P. A. 
 28 
 
satélites e observatórios terrestres através de levantamentos ao redor do 
mundo (Telford et al.,1990, Isles & Rankin, 2013). Matematicamente o IGRF 
consiste em coeficientes de Gauss que definem uma expansão por harmônicos 
esféricos do potencial escalar magnético dado pela equação 3.16: 
 ( ) ∑ ∑ (
 
 
)
 
 
 ( 
 ( ) 
 
 ( )) 
 ( ( )) 
(3.16) 
Onde : 
 é a distância radial do centro da Terra; 
 é o máximo grau de expansão; 
 corresponde a longitude; 
 é a colatitude (ângulo polar); 
 é o raio da Terra 
 
 e 
 são os coeficientes de Gauss; e 
 
 ( ) são a normalização de Schimidt associado ao polinômio de 
Legendre de grau e ordem . 
 
3.1.5 Magnetismo dos Materiais 
Todo átomo tem um momento magnético como resultante do movimento 
orbital de elétrons envolto de seus núcleos e do spin dos mesmos. De acordo 
com a teoria quântica, dois elétrons podem coexistir no mesmo nível eletrônico 
contanto que eles girem em direções opostas. O momento magnético desses 
elétrons, conhecidos como elétrons pareados, vão se cancelar. Na maioria dos 
casos, quando não há campo magnético externo aplicado, o spin do momento 
magnético de átomos adjacentes é distribuído aleatoriamente, então não há 
magnetização total. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 29 
 
Devido ao momento magnético intrínseco dos átomos, eles se enquadram 
em uma ou mais das três principais classes de magnetização. São elas: 
i) Diamagnetismo: Nestes materiais os níveis de energia são completos e 
não há elétrons despareados. Quando um campo magnético externo é 
aplicado, a magnetização é induzida. Os elétrons orbitam de uma forma 
há produzir um campo magnético oposto ao aplicado, originando uma 
susceptibilidade fraca e negativa (Reynolds, 1997). De forma geral, as 
características diamagnéticas não são observadas em 
aerolevantamentos em que há a presença de minerais ferromagnéticos 
(Isles & Rankin, 2013). 
ii) Paramagnetismo: Materiais que apresentam uma resposta de 
susceptibilidade magnética (k) pequena e de baixa amplitude. A 
contribuição de minerais paramagnéticos nas respostas de 
levantamentos aeromagnéticos é, em geral, desprezível. Entretanto, 
como no exemplo da halita, concentrações de minerais paramagnéticos 
em volume suficiente em bacias sedimentares podem ser descriminadas 
(Isles & Rankin, 2013). 
iii) Ferromagnetismo: Esses materiais exibem valores de susceptibilidade 
substancialmente altos. De maneira geral, a resposta em um 
levantamento magnético é composta pela distribuição destes minerais 
na área. Minerais ferromagnéticos incluem magnetita, pirrotita, ilmenita 
dentre outros. As diferenças entre outras formas de elementos 
ferromagnéticos (Ferrimagneticos, antiferrimagneticos, etc.) raramente 
importam para um interprete (Isles & Rankin, 2013). 
 
3.1.6 Magnetismo das rochas 
De forma geral, a resposta magnética observada num levantamento decai 
com o aumento da oxidação, hidratação e/ou sulfetação dos minerais. A 
granulação de minerais ferromagnéticos também influencia na suscetibilidade 
do mineral, de modo que os mais finos possuem menor valor de 
susceptibilidade (Isles & Rankin, 2013) 
 
 
Faria, H. P. A. 
 30 
 
 A interconectividade dos grãos também afeta a suscetibilidade. Por 
exemplo, uma magnetita maciça possui susceptibilidade maior que quando 
está com grãos dispersos com baixa ou nenhuma conectividade (Isles & 
Rankin, 2013). 
A magnetização observada num material rochoso é determinada pelos 
minerais magnéticosque a compõe. Essa magnetização é a somatória de duas 
magnetizações distintas: i) Induzida e ii) residual ou remanescente. 
i) A magnetização Induzida ocorre a partir da interação entre o campo 
magnético da Terra e os minerais magnéticos contidos na crosta. De 
modo que é diretamente proporcional à suscetibilidade das rochas e de 
sentido igual ao do campo magnético externo. 
ii) A magnetização residual ocorre devido ao alinhamento do campo 
magnético permanente em conjunto com o processo termal, químico ou 
físico nos minerais componentes da rocha. Este alinhamento, 
geralmente, independe do campo magnético terrestre. 
Durante o processo de resfriamento de rochas ígneas registra-se a 
informação magnética referente ao momento em que sua temperatura diminui 
abaixo da temperatura de Curie. Este processo é responsável pela geração de 
magnetização termorremanescente em rochas ígneas (Reynolds, 1997). 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 31 
 
4.ORIGEM E PROCESSAMENTO DOS 
DADOS GEOFÍSICOS 
 
Este trabalho subdivide processamento dos dados em duas etapas: pré-
processamento e processamento. 
A etapa de pré-processamento consiste na aplicação de correções 
relacionadas ao tipo de levantamento e às interferências no campo potencial 
medido para calcular anomalias gravimétricas e magnéticas oriundas apenas 
de fontes geológicas, todos os dados foram recebidos com esta etapa 
realizada. A etapa do processamento viabiliza a análise e interpretação dos 
dados de maneira descritiva, qualitativa e quantitativa. Este capítulo apresenta 
a etapa de processamento. 
 Os dados geofísicos utilizados neste trabalho foram disponibilizados com o 
pré-processamento já realizado. Tais dados foram disponibilizados para o 
Instituto de Geociências da Universidade de Brasília (IG-UnB) visando a 
utilização em trabalhos de pesquisa pelos seguintes órgãos: i) Banco de Dados 
de Exploração e Produção da Agencia Nacional do Petróleo, Gás Natural e 
Bicombustíveis (BDEP/ANP); ii) Divisão de Geofísica do Serviço Geológico do 
Brasil (CPRM); iii) Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE). 
Os dados de magnetometria são todos provenientes de levantamentos 
aéreos enquanto os dados gravimétricos são provenientes de levantamentos 
aéreos e terrestres. A figura 4.1 delimita a área dos aerolevantamentos 
magnéticos e a figura 4.2 dos aerolevantamentos e das estações terrestres de 
gravimetria. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 32 
 
 
Figura 4.1 - Localização dos projetos aeromagnéticos na Bacia dos Parecis, 
características sobre cada projeto, na tabela 4.1. 
 
Os levantamentos aeromagnéticos cobrem a bacia quase que por 
completo. O espaçamento entre suas linhas de voo variam de 500 a 18.000 
metros, e suas elevações de 100 a 1.060 metros (Tabela 4.1). 
Os diferentes métodos de aquisição dos dados gravimétricos resultaram 
em uma cobertura da bacia não completa e não homogênea de dados, como 
observado a oeste da porção central do levantamento 4066 (figura 4.2). Estas 
regiões sem dados são recobertas através dos métodos de interpolação 
utilizados neste trabalho, entretanto a transição de regiões interpoladas para 
regiões com alta densidade de dados não se torna homogênea. Desta forma, 
os produtos magnéticos tornam-se referência para o detalhamento dos 
produtos apresentados nos capítulos seguintes. 
A figura 4.3 apresenta fluxograma simplificado das etapas e interligações 
do processamento. É importante frisar que nem todas as etapas foram 
aplicadas a todos os dados, por exemplo: o micronivelamento é aplicado 
 
 
Faria, H. P. A. 
 33 
 
apenas aos dados aéreos; a continuação ascendente apenas para os dados 
que se encontram com elevação inferior a 1060 metros. 
Tabela 4.1 – Informações sobre os levantamentos aerogeofísicos. 
 
 
Projeto 
 
 
Extensão 
Bacia 
Parecis 
 
 
Reserva 
indígena 
Juruena 
 
 
Bc. Parecis 
e Subbc Alto 
Xingu II 
Bc. 
Parecis 
e Subbc 
Alto 
Xingu I 
 
 
 
Bacia dos 
Parecis 
 
 
 
Mato Grosso - 
Area1 
 
 
Mato 
Grosso - 
Area2 
Código 4066 4064 4062 4061 4049 1072 1080 
Organização 
Responsável 
ANP ANP ANP ANP ANP CPRM CPRM 
Período de 
aquisição 
1995-
1996 
1995 1995 1995 1988-
1989 
2007 2008 
Direção de 
voo 
N15W N20E N15W N15W N-S N-S N-S 
Espaçamento 
Linha de voo 
12 km 18 km 6 km 3 km 3 km 0,5 km 0,5 km 
Altura Voo 1060 m 1060 m 1060 m 100 m 1000 m 100 m 100 m 
Métodos 
adquiridos 
Mag/Grav Mag/Grav Mag/Grav Mag Mag Mag/Gama Mag/ 
Gama 
 
 
Figura 4.2 – Localização dos aerolevantamentos e das estações terrestres de 
gravimetria utilizadas neste trabalho. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 34 
 
 
 
Figura 4.3 – Fluxograma sequenciando o processamento de dados. O (P) indica que o 
produto foi obtido para cada projeto geofísico. 
 
O fluxograma (figura 4.3) segue a seguinte ordem: dados pré-processados; 
aplicação do filtro de quarta diferença; interpolação dos dados; 
micronivelamento dos dados aéreos; continuação ascendente; criação de um 
mapa para toda a bacia de magnetometria, gravimetria e outro de 
magnetometria reduzida ao polo; matched filtering; derivação dos mapas; 
geração de produtos para interpretação qualitativa magnética e gravimétrica, e 
Deconvolução de Euler. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 35 
 
4.1 FILTRO DA QUARTA DIFERENÇA 
Para iniciar a etapa de processamento, o primeiro procedimento a ser 
realizado nos dados pré-processados foi a aplicação do filtro da quarta 
diferença sob as linhas de aquisição, seguido de uma análise dos perfis 
gerados pelo mesmo. Esse procedimento pode ser considerado um 
procedimento de controle de qualidade (eq 4.1): 
 ( ( )) ( ) ( ) ( ) ( ) ( ) (4.1) 
Em que: 
 ( ) é a medida no -ésimo ponto da linha de aquisição. 
A quarta diferença evidencia variações abruptas no campo medido, isto é, 
alta amplitude em curto comprimento de onda sem correlação com a 
vizinhança. Desta forma removem-se valores cuja probabilidade de serem 
ruídos é bem maior que serem oriundos de informação geológica. Esses 
valores são conhecidos como spikes ou como picos ruidosos, e tendem a 
falsear as características no dado (Geosoft, 2013). Para este trabalho a 
limitante superior considerada foi . 
Durante a aplicação deste procedimento notou-se que os levantamentos de 
alta resolução apresentavam uma porcentagem mínima de dados espúrios, 
enquanto nos levantamentos mais antigos a razão entre dados espúrios e 
dados referentes a anomalias era bem maior. Este fato pode ser um agravante 
na limitação das interpretações apresentadas nos próximos capítulos. 
 
4.2 INTERPOLAÇÃO EM MALHA REGULAR 
Após a aplicação do filtro da quarta diferença busca-se uma forma prática e 
inteligente de se trabalhar com os dados. Uma maneira bastante útil de se 
representar os valores expressos nos dados é na forma de uma malha regular. 
O processo de geração da malha regular é dado através da escolha de um 
método de interpolação para geração dos valores nos nós desta malha. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 36 
 
Devido a uma distribuição em linhas paralelas dos dados aéreos e uma 
distribuição aleatória dos dados terrestres se fez necessária a utilização de 
diferentes métodos de interpolação. A interpolação dos dados aéreos foi 
realizada com o algoritmo bigrid. O mesmo funciona para dados adquiridos ao 
longo de linhas paralelas com intervalo de amostragem nessa direção menor 
do que entre elas. A utilização do método necessita a retirada das linhas de 
controle (Geosoft, 2013). 
O processo referente ao algoritmo bigrid funciona em dois passos: i) cada 
linha é interpolada ao longo da direção original do levantamento para produzir 
dados na intersecção de cada linha de grid requerida com a linha de 
observação; e ii) a interpolação dos pontos de intersecção de cada linha 
perpendiculares à direção do levantamento para encontrar o valor de cada 
ponto requerido do grid (Reeves, 2005). 
Os trends geológicosdo dado podem ser enfatizados pela orientação 
apropriada da primeira etapa da interpolação utilizando o método bigrid se a 
segunda interpolação for perpendicular ao contato. Em cada um dos projetos 
foi utilizado o método linear. 
Para dar início a este processo é necessária escolha de uma célula de 
interpolação. Segundo o Teorema da Amostragem (Davis, 1986; figura 4.4) a 
escolha errônea pode causar a incorporação de frequências mais baixas 
introduzindo ruídos nos dados ou gerando a perda de resolução. 
 
Figura 4.4 – Onda senoidal de alta frequência (linha tracejada) amostrada em pontos 
discretos gerando uma onda de menor frequência (linha continua) (Davis, 
1986). 
Respeitando-se o Teorema da Amostragem, a célula de interpolação 
escolhida para cada um dos aerolevantamentos é fixa, onde: 
 
 
Faria, H. P. A. 
 37 
 
 
 
 
 (4.2) 
 e é o respectivo espaçamento entre as linhas de voo. 
 Os pontos dos levantamentos terrestres de gravimetria do trabalho estão 
distribuídos de forma aleatória. Isso ocorre devido aos levantamentos terem 
sido realizados ao longo de rodovias e por sua aquisição ter sido realizada por 
órgãos diferentes que, por sua vez, buscavam objetivos distintos. 
Em função da distribuição aleatória dos dados terrestres de gravimetria, o 
algoritmo utilizado na interpolação foi o Rangrid. Tal método ajusta uma 
superfície de mínima curvatura às medidas dos pontos no dado. Esta superfície 
é, possivelmente, a superfície de maior suavização ajustável ao aos valores 
medidos (Geosoft, 2013). 
A equação 4.3 mostra a relação sugerida pelo software Oasis Montaj v7.1 
para o cálculo do tamanho da célula: 
 
 
 
 [
( )
( )
]
 
 
 (4.3) 
O tamanho da célula leva em consideração a densidade de pontos pela 
área em que ocupa. A multiplicação por ¼ é realizada para se respeitar a 
frequência de Nyquist. 
 
4.3 CAMPO MAGNÉTICO ANÔMALO E ANOMALIA BOUGUER 
Após a geração de uma malha regular para os levantamentos de 
magnetometria e gravimetria obtiveram-se mapas do Campo Magnético 
Anômalo (CMA) e de Anomalia Bouguer. 
Os mapas de magnetometria refletem a distribuição espacial de fontes 
magnéticas, que podem estar localizadas a diferentes profundidades e 
possuem propriedades físicas e geométricas diferentes (Reynolds, 1997). A 
complexidade na análise do CMA é utilizada como motivação em estudos de 
 
 
Faria, H. P. A. 
 38 
 
técnicas de processamento e interpretação para se identificar características de 
interesse (Ferreira et al., 2013). Como exemplos destes estudos têm-se: i) 
delimitação das bordas de corpos causadores de anomalias; ii) estimativa da 
profundidade dos corpos causadores das anomalias; e iii) separação de 
camadas com respostas magnéticas distintas. 
O mapa de anomalia Bouguer indica a distribuição da variação de 
densidade de subsuperfície. Por não possuir um caráter dipolar, a interpretação 
é realizada de modo direto. Utiliza-se de produtos (ex: primeira derivada 
vertical) para se diferenciar anomalias que se encontram a diferentes 
profundidades e enriquecer a interpretação. 
 
4.4 MICRONIVELAMENTO 
Nos levantamentos aéreos um ruído de alta frequência é evidenciado na 
mesma direção das linhas de voo. Essa alta frequência observada pode ser 
oriunda de: i) uma remoção imperfeita da variação diurna; ii) devido a 
inconstância da elevação do voo (Isles & Rankin, 2013). Para corrigir essa 
característica utilizou-se de uma rotina conhecida como micronivelamento. 
O conceito de micronivelamento nos remete a um dado em forma de grid 
que será filtrado para a redução ou remoção de efeitos não geológicos 
causados pelo ruído de altas frequências ao longo das linhas de voo. Neste 
trabalho, o método de micronivelamento utilizado é o método conhecido como 
decorrugação. Esse método se baseia em retirar os ruídos através do domínio 
de Fourier antes da correção ser aplicada nos dados originais (Geosoft, 2013). 
Essa rotina foi desenvolvida por Urquhart’s (1988) e seu método envolve 
três passos principais: 
i) Aplicação de um filtro passa-alta (Butterworth) na direção perpendicular 
ao ruído, com comprimento igual ou superior ao dobro do espaçamento 
entre as linhas da malha regular gerada. O grau de suavização pode ser 
 
 
Faria, H. P. A. 
 39 
 
controlado através da ordem do filtro. Sua resposta no domínio da 
frequência é dada pela equação 4.4: 
 ( ) 
 
[ (
 
 
)
 
]
 (4.4) 
Em que: 
 é o numero de onda central do filtro; e 
 é o grau da função Butterworth. 
 
Figura 4.5 – Resposta dos diferentes graus do filtro para um determinado 
(Readaptada de Geosoft Tutorial, 2013). 
ii) Aplicação um filtro conhecido como do cosseno direcional na mesma 
direção das linhas de voo com o grau ajustado de acordo com a 
suavização do levantamento. Neste método, o filtro é utilizado com a 
intenção de passar as características direcionais do grid, de modo a 
isolar as altas frequências direcionadas. Seu cálculo é dado por: 
 ( ) ( 
 
 
) (4.5) 
Em que: 
 é a direção do filtro em graus (relativo ao norte); e 
 é o grau da função cosseno. 
Sua resposta é evidenciada na figura abaixo 4.6: 
 
 
Faria, H. P. A. 
 40 
 
 
Figura 4.6 – Transformada da função cosseno direcional e sua reposta para diferentes 
graus com fixo (Readaptada de Geosoft, 2013). 
 
iii) o grid resultante desses dois processos, identificado como grid de erro, é 
subtraído do grid original. Após essa subtração, o dado final já se 
encontra micronivelado. 
 
4.5 REDUÇÃO AO POLO DIFERENCIAL 
Após o micronivelamento dos dados magnéticos foi aplicado o filtro 
conhecido como Redução ao Polo Diferencial (DRTP) em cada um dos 
projetos. A escolha da aplicação do filtro antes da integração dos projetos 
aeromagnéticos realizou-se devido ao fato dos diferentes anos dos 
levantamentos, e consequentemente diferentes valores de IGRF aplicados. 
A redução ao polo diferencial foi aplicada para auxiliar na interpretação dos 
dados magnéticos e para servir como base de entrada em produtos 
conseguintes. É importante enfatizar que a Redução ao Polo é uma ferramenta 
crítica na interpretação estrutural para regiões de baixa inclinação magnética 
(Isles & Rankin, 2013). 
 Devido à natureza dipolar do campo magnético, anomalias magnéticas 
localizadas em qualquer lugar diferente dos polos são assimétricas. A redução 
ao polo transforma as respostas de corpos a uma conhecida latitude para uma 
anomalia gerada pelo mesmo corpo no polo magnético, isto é, a área onde a 
inclinação do campo é vertical e as anomalias de corpos simétricos são 
simétricas (Cooper & Cowan, 2005). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 41 
 
A redução ao polo diferencial segue a mesma ideia da redução ao polo 
convencional, porém com uma inclinação e declinação variável para cada 
célula do grid. Para isso, utiliza-se de uma expansão em séries de Taylor no 
domínio do espaço. Desta forma grande parte dos problemas já conhecidos, 
gerados pela redução ao polo tradicional, são solucionáveis; como, por 
exemplo, sua instabilidade para regiões de baixa latitude (Cooper & Cowan 
2005). 
 
4.6 CONTINUAÇÃO ASCENDENTE 
Devido aos diferentes parâmetros de aquisição dos levantamentos (Tabela 
4.1) esses levantamentos possuem diferentes resoluções. Como objetivo é 
homogeneizar as informações por meio da filtragem de dados. A solução 
encontrada para se evitar uma interpretação tendenciosa foi encontrada na 
elevação dos dados adquiridos em menor elevação para a maior altura de voo 
(1060 metros). 
Esse método geralmente alcança resultados satisfatórios, porém é 
necessário frisar que as fontes mais rasas são apenas suprimidas, nunca 
removidas do dadofiltrado. Onde o sinal mais raso possui alta intensidade/ou 
dimensões preferencialmente lineares é provável que a informação permaneça 
nos dados, mesmo quando a continuação é dada para altas altitudes (Isles & 
Rankin, 2013). 
Matematicamente, a continuação ascendente se mostra consistente devido 
à terceira identidade de Green que, quando aplicada em uma função 
harmônica mostra a resposta dessa função a qualquer ponto do espaço 
(Blakely, 1995). 
No domínio de Fourier, a continuação ascendente é dada pela relação: 
 ( ) (4.6) 
Onde: 
 
 
Faria, H. P. A. 
 42 
 
 é a distancia a ser elevada; 
 é o numero de onda. 
Observa-se da equação 4.6 que o processo de continuação ascendente 
atenua todos os números de onda exceto = 0; cada número de onda é 
atenuado para um grau maior que todos os números de onda; o grau de 
atenuação aumenta com o aumento da altura (Blakely, 1995). 
 
Figura 4.7 – Curvas de variação do plano de elevação da continuação ascendente 
com relação ao Número de onda (Readaptada Geosoft, 2013) 
 
O método de continuação ascendente foi aplicado aos mapas do Campo 
Magnético Anômalo, Anomalia Bouguer e Redução ao Polo Diferencia (DRTP). 
 
4.7 INTEGRAÇÃO DOS PROJETOS 
Após realizada a continuação ascendente, o próximo procedimento a 
cumprir o objetivo do trabalho é a integração de todos os levantamentos 
gravimétricos, magnéticos e magnéticos reduzidos ao polo. Desta forma 
buscou-se gerar apenas uma malha regular para todos os levantamentos 
gravimétricos (anomalia Bouguer), uma para os levantamentos magnéticos 
(Campo Magnético Anômalo) e um mapa magnético reduzido ao polo (DRTP). 
Para tal propósito utilizou-se de dois métodos disponíveis no Software Oasis 
Montaj v7.1: Blend Method; e Suture Method. 
A junção através do Blend Method, ou método da mistura, utiliza uma 
função harmônica sobre a área de intersecção dos grids para que a transição 
 
 
Faria, H. P. A. 
 43 
 
de um para a outra seja suavizada. A área fora da sobreposição continua 
intacta. A função blending determina o peso de um grid sobre o outro dentro da 
região de sobreposição. A função trabalha pelo cálculo da distância da borda 
de cada grid para cada ponto do dado (figura 4.8). A função do método utiliza a 
uma “função cosseno” que varia suavemente de 0 a 1 (Johnson et al., 1999). 
 
 
Figura 4.8 – Diagrama do método blend. Dado um ponto P que dista D1 de um 
primeiro grid e D2 de um segundo grid, o gráfico mostra a relação de 
peso entre seus valores correspondentes e seu dado de saída 
(adaptada de Johnson et al., 1999). 
 
A junção através do Suture Method, ou método da costura, é mais efetiva 
que o Blend, especialmente para grids em que a área com sobreposição é 
estreita. Para utilizá-lo é necessário definir um caminho entre dois grids, de 
modo a ser referência para uma transição suave. Apenas a diferença entre os 
 
 
Faria, H. P. A. 
 44 
 
dois grids ao longo desse caminho é considerada, de forma contrária ao 
tradicional Blend Method (Johnson et al., 1999). 
O Suture Method usa uma abordagem de multi-frequência para aplicar 
correções sobre os dois grids proporcionais ao comprimento de onda ao longo 
do caminho de sutura selecionado (Geosoft, 2013). Isso garante que a 
transição de um grid para o outro se torna suave, com exceção de amplitude e 
comprimentos de onda relacionados às estruturas cortados pelo caminho 
(figura 4.9). 
Pela definição, o caminho de sutura pode ser escolhido através de regiões 
onde há intersecção, entretanto os pontos finais necessitam estar nas bordas 
dos dois grids. Para garantir que o processo vá criar uma região de transição 
suave entre os grids, utiliza-se de uma função Transformada de Fourier multi-
frequência. Em que a Transformada quebra uma curva complexa em uma 
família de curvas tipo “seno”, cada uma com uma frequência e amplitude única 
(Johnson et al., 1999; figura 4.9. 
 
Figura 4.9 – Diagrama do método suture. A transformada de Fourier é usada para 
divisão da curva de diferença entre as duas curvas. Em seguida uma 
correção de suavização é aplicada para cada curva de frequência, 
proporcional a sua amplitude e comprimento de onda (Johnson et al., 
1999). 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 45 
 
A correção de superfície para cada frequência é adicionada a área de 
sobreposição do grid, desta forma se encaixa perfeitamente nas bordas do grid. 
Optou-se pelo método Suture na maioria das integrações dos grids 
individuais para os projetos individuais para os grids de Anomalia Bouguer, 
Campo Magnético Anômalo e para a Redução ao Polo Diferencial. Entretanto, 
devido a problema na borda do levantamento 4064 com a intersecção do dado 
terrestre de gravimetria, o mesmo foi integrado com o método Blend. 
Em razão da diferente cobertura de dados, as células finais das malhas 
após a integração dos projetos foi de 3,5 e 5,5 km para magnetometria e 
gravimetria, respectivamente. Esses valores apontam a magnetometria como 
método com maior resolução. 
 
4.8 DERIVADAS HORIZONTAIS ( ) 
As derivadas tendem a ampliar as características mais rasas e delimitar as 
bordas de estruturas através do aumento do grau da dimensão linear do 
denominador. Isso se dá devido aos campos potenciais variarem com o inverso 
do quadrado da distancia (Telford et al., 1990). 
No domínio de Fourier, as derivadas horizontais são dadas por: 
 ( ) ( ) (4.7) 
E 
 ( ) ( ) (4.8) 
Em que é a ordem de diferenciação; 
 √ ; 
 é a componente do numero de onda na direção x; 
 é a componente do número de onda na direção y; 
 
 
Faria, H. P. A. 
 46 
 
Derivar horizontalmente os dados se faz necessário para obtenção de 
novos resultados em que há dependência do gradiente lateral, por ex: 
Deconvolução de Euler, Gradiente Horizontal Total, etc. Esse procedimento 
também pode realçar estruturas marcantes em direções específicas. 
 
4.9 DERIVADA VERTICAL ( ) 
A derivada vertical amplia o efeito das altas frequências gerado por 
anomalias mais próximas a superfície. Também esparsa efeitos de anomalias 
mais profundas através de uma associação da estimativa da variação do 
campo com o distanciamento da fonte (Nabighian et al., 2005). Fisicamente, 
representa uma transformação linear de campos potenciais com respostas de 
alta frequência de modo que se sobressaiam sobre os sinais de baixa 
frequência (Blakely 1995). A derivada vertical pode ser calculada como segue: 
Partindo da equação 4.6, em que: 
 (4.6) 
 ou seja: 
 
 
 
 (
 
 
 
 
 
) (4.9) 
Transformando o domínio dessa equação para o domínio da frequência, 
pelas técnicas de Fourier disponibilizadas, é possível computar as derivadas 
verticais de enésima ordem pelo uso da seguinte relação: 
 (
 
 
) ( ) (4.10) 
Onde: 
 é a representação de Fourier do campo; 
 é a ordem de diferenciação; 
 
 
Faria, H. P. A. 
 47 
 
 √ é o numero de onda (radianos/metro), uma vez que: 
 , onde é dado em período por metro. 
A convenção do sinal positivo quando z está para baixo é aplicada. 
Fisicamente isto implica que os dados estão continuados para cima em uma 
distancia infinitesimal e subtraído do campo original. 
Devido à forma da equação 4.10 é verificável a possibilidade de derivadas 
de ordem fracionada, isto é, uso de valores reais não inteiros para n. 
Diferentes ordens de diferenciação são utilizadas para: i) separação de 
campos regionais/residuais onde a alteração do grau de diferenciação remove, 
em partes, os sinais de baixas frequências; ii) realce de altas frequências em 
dados de baixa qualidade (Geosoft, 2013). 
 
4.10 AMPLITUDE DO GRADIENTE HORIZONTALTOTAL 
O produto Amplitude do Gradiente Horizontal Total (AGHT) relaciona o 
módulo dos gradientes horizontais em direções preferenciais perpendiculares. 
 Em uma modelagem gravimétrica, Cordell (1979) demonstrou que picos na 
magnitude do Gradiente Horizontal Total podem ser utilizados para mapear 
corpos semi-horizontais com contrastes de densidade assim como falhas e 
contatos geológicos. 
A amplitude do Gradiente Horizontal Total é abordada pela equação 4.11: 
 ( ) √( 
 
 
)
 
 ( 
 
 
)
 
 (4.11) 
Em que é a intensidade do campo medido. 
 
4.11 AMPLITUDE DO SINAL ANALÍTICO 
 
 
Faria, H. P. A. 
 48 
 
Através da generalização do Sinal Analítico 2D, desenvolveu-se outro 
método para aplicação aos campos potenciais. Tal método conhecido como 
Amplitude do Sinal Analítico (ASA) ou Gradiente Total (GT) do campo ( ) é 
definido por Roest et al.(1992) englobando as transformadas de Hilbert de suas 
derivadas horizontais. 
O cálculo da Amplitude do Sinal Analítico, medido num plano horizontal, é 
dado pela equação 4.12: 
 
 ( ) √(
 
 
)
 
 (
 
 
)
 
 (
 
 
)
 
 (4.12) 
Em que ( ) é o campo potencial medido. 
O ASA apresenta uma interpretação mais acurada que o CMA, 
possibilitando a estimativa de profundidade de contatos verticais e se 
mostrando eficaz em uma interpretação qualitativa através da identificação de 
bordas em áreas de que o campo apresenta baixa inclinação, como no caso 
deste trabalho, e na presença de magnetização remanente (Li, 2006; Isles & 
Rankin, 2013). 
O ASA é dependente das características das fontes geradoras do campo 
medido, todavia pode também ser utilizado para delimitação de domínios 
quando relacionado com informações geológicas a priori (Li, 2006). Em síntese, 
o ASA é uma ferramenta chave para habilitar o intérprete a identificar e lidar 
com situações de interpretações complexas (Isles & Rankin, 2013). 
 
4.12 INCLINAÇÃO DO SINAL ANALÍTICO 
A Inclinação do Sinal Analítico (ISA) é definida em termos da variação da 
primeira derivada vertical do campo potencial e do Gradiente Horizontal Total 
do campo. Essa estimativa tem a propriedade de ser positiva sobre um corpo e 
negativa na ausência do mesmo (Miller & Singh, 1994). Desta forma, o ISA é 
calculado pela equação 4.13: 
 
 
Faria, H. P. A. 
 49 
 
 [ 
(
 
 
)
(
 
 
)
] (4.13) 
Em que: 
 
 
 √(
 
 
)
 
 (
 
 
)
 
 
e ( ) é o campo potencial medido. 
A grande vantagem da utilização do método da inclinação do sinal analítico 
é a aproximação da resposta oriunda de sinais de fontes rasas com os de 
fontes profundas. Uma vez que a amplitude da derivada vertical e do gradiente 
horizontal decaem similarmente com a profundidade do corpo, a razão entre os 
dois tende a permanecer constante. Desta forma a Inclinação do Sinal Analítico 
se torna relativamente independente da profundidade da fonte identificando 
estruturas rasas e profundas da de maneira análoga (Miller & Singh, 1994). 
 
 
4.13 INCLINAÇÃO DO SINAL ANALÍTICO DO GRADIENTE HORIZONTAL 
Baseado nos métodos da ISA e do AGHT, a Inclinação do Sinal Analítico 
do Gradiente Horizontal (ISAGHT) produz amplitude máxima sobre a borda dos 
corpos e iguala sinais de fontes de profundidades diferentes. O ISAGHT é uma 
composição de funções e preserva algumas características de ambas, o que o 
torna uma forte ferramenta na interpretação qualitativa dos dados magnéticos. 
(Ferreira et al., 2013). O ISAGHT pode ser calculado através da equação 4.14: 
 
[
 
 
 
 
 
( )
√(
 
 
( ))
 
 (
 
 
( ))
 
 
]
 
 
 
 
 (4.14) 
Em que: 
 
 
Faria, H. P. A. 
 50 
 
 ( ) √( 
 
 
)
 
 ( 
 
 
)
 
 
e ( ) é o campo medido. 
Devido às características da função arco tangente, o ISAGHT fica dentro 
do intervalo (
 
 
 
 
 
) O método se mostra pouco suscetível a ruído e 
proporciona detalhes mais amplos sobre fontes sobrepostas. Apresenta-se 
uma ferramenta robusta para interpretação qualitativa em áreas com anomalias 
sobrepostas como, por exemplo, em corpos magnéticos através de estruturas 
geológicas (Ferreira et al., 2013). 
 
4.14 MATCHED FILTER 
 Técnicas de processamento que utilizam de filtros passa banda vem sendo 
implementadas há bastante tempo para separação do campo potencial em 
componentes anômalas representando diferentes profundidades, como por 
exemplo, em Syberg (1972) e Ridsdill-Smith (1998). Cada um desses estudos 
busca a separação de anomalias em uma componente regional e uma residual 
através de um modelo de duas camadas de fontes equivalentes. 
A técnica de processamento conhecida como matched filter foi 
desenvolvida por Phillips (2001) e busca, através de filtros passa banda e 
azimutais proporcionar um ajuste melhor ao espectro observada através da 
separação em duas ou mais camadas. 
A teoria do matched filter (Spector, 1968; Spector & Grant, 1970; e Blakely, 
1995) é baseada na amplitude do espectro de potencia de um campo potencial, 
medido em uma superfície horizontal. As premissas do método são: i) modelo 
estatístico consiste em um conjunto de prismas verticais Spector & Grant 
(1970); e ii) o termo que domina o fator de decaimento do espectro é a 
profundidade. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 51 
 
A profundidade z da interface entre as camadas é calculada pela equação 
4.15: 
 ( ) ( ) (4.15) 
Em que: 
 e são os números de onda nas direções preferenciais dos vetores 
unitários x(1,0) e y(0,1); 
 [( ) ( ) ]
 
 é o comprimento de onda radial; 
 é uma constante proporcional a amplitude do ruído de magnetização ou 
contraste de densidade dentro da camada; 
n = 1 para uma camada dipolar, 0 para meio espaço magnético ou camada 
de baixa densidade, ou -1 para uma densidade de meio espaço. 
Através de superposição linear a amplitude do espectro de um campo 
potencial produzido por uma série de N camadas fontes a diferentes 
profundidades dado por: 
 ( ) ∑ 
 
 (4.16) 
O procedimento para identificar diferentes bandas de frequência e separar 
famílias de fontes relacionadas as mesmas consiste em: i) realizar a expansão 
do grid para forma quadrada ou retangular; ii) aplicar a transformada de 
Fourier; iii) calcular o espectro de potência radial; iv) ajustar curvas da forma da 
equação 4.16 no gráfico do logaritmo do espectro pelo número de onda. 
A profundidade é estimada a partir do coeficiente angular de cada reta 
através da relação z=-m/2, onde m é a inclinação da mesma. 
Os comprimentos de onda espectrais são encontrados através de relações 
lineares entre os outros coeficientes da equação 4.16. 
A mudança na inclinação do espectro sugere mudança no decaimento do 
campo potencial, representando uma nova família de fontes magnéticas ou 
 
 
Faria, H. P. A. 
 52 
 
gravimétricas. Desta forma, o método permite separação de anomalias 
referentes a camadas de subsuperfície com contraste de propriedade física 
elevada como, por exemplo, contato entre pacote sedimentar e embasamento, 
descontinuidade de Conrad, Moho, e até mesmo a superfície Curie. 
 
4.15 DECONVOLUÇÃO DE EULER 
O método desenvolvido por Thompson (1982) realiza a deconvolução para 
fontes que respeitam relação da homogeneidade de Euler para os seguimentos 
sucessivos de um perfil reduzido ao polo, dando como resultado a posição e o 
tipo de fonte. 
O método da deconvolução de Euler se destaca como um método popular 
devido a clássica eliminação de ambiguidade da interpretação magnética 
envolvendo estimação simultânea da magnetização e do volume das fontes 
causadoras. Essa ambiguidade é eliminada pela adoção de modelos 
interpretativos consistidos de fontesequivalentes como simples dipolos 
isolados e linhas e superfícies de dipolos (Barbosa & Silva 2005). 
 Uma implementação visando à aplicabilidade em um grid desse método 
desenvolvido por Thompson (1982) foi formulada por Reid et al. (1990), onde a 
anomalia magnética satisfaz a equação 4.16: 
( )
 
 
 ( )
 
 
 ( )
 
 
 (4.16) 
Em que: 
 é a anomalia de campo total ( ) não corrigida de um campo 
regional aditivo constante; 
 são as coordenadas da fonte; e é o índice estrutural; 
O índice estrutural é um parâmetro indicativo da taxa de decaimento da 
anomalia, magnética ou gravimétrica, com a distância entre a fonte e o ponto 
de medida, i.e., um indicador da forma geométrica anômala. Sua escolha, 
 
 
Faria, H. P. A. 
 53 
 
porém, tem sido a principal dificuldade na aplicação da deconvolução (Reid et 
al., 1990). Thompson (1982) apresentou um critério empírico para estimar n, 
aceitando, como melhor mensuração, o valor usado para que produz uma 
menor dispersão da nuvem de soluções, essa estimativa foi adaptada para o 
caso 3D por Reid et al (1990). 
 Esse método aplica gradientes, tanto mensurados quanto os calculados. 
Em sua utilização o dado não necessita de ser reduzido ao polo, dessa forma 
não há intervenção da magnetização remanente. Também há alguma limitação 
geológica, imposta pelo uso do índice estrutural (Reid et al., 1990). 
Este trabalho usou o algoritmo computacional E3Decon, disponível no 
software Oasis Montaj v7.1. Para utiliza-lo, além das entradas já mencionadas 
(índice estrutural, janela, campo e derivadas do campo) o interprete necessita 
dar entrada em um valor escalar positivo ε, esse valor é limitante superior das 
profundidades aceitáveis quando relacionadas com seu desvio padrão. Neste 
trabalho adotou-se valor de ε de 5 e 10% para magnetometria e gravimetria 
respectivamente. Utilizou-se diferentes ε para os métodos devido a diferença 
presente aos gradientes dos mesmos. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 54 
 
5. INTERPRETAÇÃO GEOFÍSICA 
 
Este capítulo da dissertação trata da interpretação geofísica da gravimetria 
e da magnetometria, com os seguintes tópicos: 
i) Análise descritiva: esta etapa baseia-se na análise dos bancos de 
dados, histogramas e curva de frequência acumulada dos dados de 
gravimetria e magnetometria; 
ii) Análise qualitativa: tem como base a diferenciação das anomalias 
através da análise da amplitude e comprimentos de onda dos mapas, de 
modo a separar domínios e identificar as principais direções estruturais. 
Também utiliza do matched filter para caracterizar os domínios; 
iii) Análise quantitativa: consiste em apresentar os resultados oriundos da 
deconvolução de Euler e sua integração com os resultados qualitativos 
apresentados. Também utiliza das profundidades apresentadas nas 
interfaces do matched filter; 
iv) Integração das interpretações quantitativas e qualitativas. 
 
5.1 INTERPRETAÇÃO DE GRAVIMETRIA 
5.1.1 Análise descritiva 
O processo de análise descritiva para os métodos potenciais parte do 
pressuposto que a informação geofísica é, de maneira geral, a associação de 
um valor a determinada coordenada. Desta forma é possível quantificar e 
identificar padrões relevantes sobre o conjunto de dados. O Histograma do 
Mapa de Anomalia Bouguer (figura 5.1) possibilita conhecer as características 
da variação dos dados. Seu número de classes calculadas através do critério 
de Struges (Sturges, 1926), em que o número de classes “C” é dado por: 
 ( ) Eq (5.1) 
Onde é o número de amostras (no caso o número de pontos do grid). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 55 
 
 
Figura 5.1 – Histograma do mapa de Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis. a) o 
histograma foi dividido em 16 classes; b) Subdivisões da curva de 
frequência em seguimentos correspondentes à distribuição de dados. 
Seguimento azul corresponde a primeira curva de inclinação que varia de 
-127.5 à -90 mGal; o segundo seguimento (reta amarela) varia de -90 à -
2.5 mGal; a o terceiro seguimento (reta vermelha) varia de -2.5 à 35 
mGal; P1, P2, P3 e P4 são os pontos de intersecção das retas traçadas 
na interpretação. 
 
 
Tabela 5.1 – Valores da curva de frequência apresentados na figura 5.1. 
Curva de Frequência Acumulada 
Valor mínimo: -133,69 mGal 
Valor máximo: 43,62 mGal 
Média: -37,45 mGal 
Mediana: -37,12 mGal 
Desvio Padrão: 28,186 mGal 
Número de amostras: 35.457 
 
A curva de frequência acumulada exibe o padrão de distribuição dos 
valores de mGal sobre a bacia. No seguimento em que a inclinação desta 
curva permanece constante indica que a concentração de dados segue de 
forma linear. Quando a inclinação sofre alguma variação implica que a 
densidade de dados sofre mudança em seu padrão de distribuição. Nesta 
 
 
Faria, H. P. A. 
 56 
 
interpretação, a curva exibe 2 mudanças de inclinação (figura 5.1b) nos valores 
de -90 e -2,5 mGal. 
A figura 5.1 e a tabela 5.1 conclui que os valores de gravidade sobre a 
Bacia dos Parecis comportam-se como uma distribuição normal em torno de -
37,45 mGal. Tal fato pode propiciar estudos de inferência estatística para 
encontrar a probabilidade de áreas com valores específicos de gravidade. 
A tabela 5.2: apresenta a porcentagem de pontos amostrados contidos nos 
intervalos selecionados pelos pontos de mudança de inclinação. Nota-se que 
89% dos dados de anomalia Bouguer sobre a bacia encontram-se entre -127,5 
e 22,5 mGal. 
Tabela 5.2 – Coluna 1 corresponde ao valor do ponto Pn em mGal (n = 1, 2, 3 e 4); 
Coluna 2 representa o limitante superior do intervalo; Coluna 3 
representa, em porcentagem, a amostragem de pontos dentro do 
intervalo [-140, Pn] mGal. 
Pontos mGal Porcentagem 
P1 -127,5 0,29 
P2 -90,0 3,27 
P3 -2,5 89,29 
P4 22,5 99,79 
 
Devido a esta breve análise descritiva, o presente trabalho, define alto 
gravimétrico todo valor maior que a média acrescida do desvio padrão, e baixo 
gravimétrico como todo valor menor que a diferença entre a média e o desvio 
padrão. 
O próximo passo da análise descritiva é identificar e classificar os altos e 
baixos gravimétricos e suas respectivas amplitudes. Este procedimento foi 
efetuado após o início da análise qualitativa. 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 57 
 
5.1.2 Análise Qualitativa 
O mapa gravimétrico Bouguer (figura 5.2) revela a predominância de 
alterações entre anomalias positivas e negativas alongadas em direções 
variadas por toda bacia. A figura 5.3 apresenta estas anomalias com noção de 
dimensionalidade devido à visualização 3D. Nota-se que não há um padrão de 
alongamento nestas anomalias para a bacia. Dentre as mesmas, a anomalia 
mais marcante é um alto gravimétrico com início próximo de (-60°, -12°) e 
segue em forma de “A” inclinado direção WNW até próximo de (-54°, -12,5°) 
quando há uma mudança de direção da anomalia, que se torna côncava para 
cima e apresenta uma abertura da mesma em altas frequências, concluindo em 
uma bifurcação em que um dos braços segue para NE e outro para SW. O 
baixo gravimétrico de maior expressão é observado ao norte deste alto, 
alongado em EW de -54º a -57º na latitude de aproximadamente, -11º. 
 
Figura 5.2 – Mapa de Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis com histograma de 
frequência dos dados. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 58 
 
 
Figura 5.3 – Mapa de visualização 3D da superfície de anomalia Bouguer da Bacia 
dos Parecis com inclinação de 39° e Azimute 62. 
 
As características dos altos e baixos gravimétricos estão representadas 
nas tabelas 5.3 e 5.4 respectivamente. As médias do comprimento de onda nas 
direções x e y são calculadas através do maior e menor comprimento de onda 
nas direções com azimute 90º e 0º, respectivamente. Considerou-se o início do 
comprimento de onda em x o momento em que há variação nesta direção, essa 
localização foi identificada através da derivada nadireção x igual a zero. 
Analogamente a direção x, para o cálculo do comprimento de onda em y tomou 
a derivada na direção 90°. 
 
 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 59 
 
Tabela 5.3 – Tabela com descrição dos altos gravimétricos da bacia dos Parecis. 
Altos 
Gravimétricos 
Valor 
médio 
(mGal) 
Valor 
máximo 
(mGal) 
Valor 
mínimo 
(mGal) 
Comp. onda 
médio em x 
(km) 
Comp. onda 
médio em y 
(km) 
A1 2,7 32,7 -32,1 72,0 192,1 
A2 -29,8 -12,6 -36,6 61,3 61,3 
A3 -4,6 20,6 -44,14 365,7 98,9 
A4 -5,11 30,7 -32,5 70,2 54,7 
A5 -32,1 -10,6 -41,02 73,0 63,8 
A6 -20,5 -3,3 -44,4 137,3 64,82 
 
Tabela 5.4 – Tabela com descrição dos baixos gravimétricos da Bacia dos Parecis. 
Baixos 
Gravimétricos 
Valor 
médio 
(mGal) 
Valor 
máximo 
(mGal) 
Valor 
mínimo 
(mGal) 
Comp. médio 
de onda em x 
(km) 
Comp. médio 
de onda em y 
(km) 
B1 -47,41 -39,19 -59,37 78,6 27,8 
B2 -68,71 -56,21 -85,45 46,3 105,5 
B3 -57,28 -42,47 -73,49 61,6 54,2 
B4 -64,93 -44,68 -74,90 47,4 53,2 
B5 -61,96 -56,13 -73,16 58,1 56,6 
B6 -90,3 -53,9 -131,3 217,2 114,9 
B7 -69,20 -54,5 -81,3 78,9 84,4 
B8 -71,74 -55,24 -82,22 179,1 70,7 
B9 -64,65 -55,79 -69,37 33,1 42,3 
 
 
As anomalias Bouguer representadas em mapa (figura 5.4) foram 
diferenciadas por letras A e B como altos e baixos, respectivamente. A 
distinção entre elas é um número sequencial, iniciado na porção oeste. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 60 
 
 
Figura 5.4 – Identificação de altos e baixos gravimétricos relativos no mapa de 
Anomalia Bouguer da Bacia dos Parecis com histograma de frequência 
acumulada dos dados. 
 
Para finalizar a análise descritiva das anomalias referentes à malha de 
anomalia Bouguer calcula-se a amplitude das mesmas. A amplitude de uma 
anomalia gravimétrica é dada por: 
 ( ) ( ) 
Em que: 
 corresponde ao valor da amplitude da iésima anomalia 
 ( ) corresponde ao maior valor de da i-ésima anomalia; e 
 ( ) corresponde ao menor valor de da i-ésima anomalia. 
No caso deste estudo, estas anomalias são os altos e baixos apresentados 
na figura 5.4, as suas amplitudes são apresentadas nas figuras 5.5 e 5.6. 
A amplitude dos altos gravimétricos na bacia se divide em 3 grupos: alta, 
intermediária e baixa, correspondendo a valores maiores que 40 mGal, entre 
20 e 40 mGal e menor que 20 mGal, respectivamente. Dentro desta subdivisão, 
as anomalias A1, A3 e A4 enquadram-se na alta amplitude, e a baixa amplitude 
 
 
Faria, H. P. A. 
 61 
 
corresponde às anomalias A2 e A5; e o alto A6 é classificado como média 
amplitude (figura 5.5). 
Os limites selecionados para diferenciar baixos gravimétricos em grupos de 
amplitudes distintas seguem o mesmo intervalo dos altos gravimétricos. Desta 
forma o baixo B6 se enquadrou como baixo de alta amplitude enquanto os 
baixos B2, B3, B4, B7 e B8 foram caracterizados como amplitude intermediária 
e as anomalias B1, B5 e B9 como baixos de pequena amplitude (figura 5.6). 
 
Figura 5.5 – Representação das amplitudes e da média das amplitudes dos altos 
gravimétricos em colunas. 
0
10
20
30
40
50
60
70
A1 A2 A3 A4 A5 A6 Média
Amplitude (mGal) 64,8 19 64,74 63,2 18,42 41,1 45,21
A
m
p
lit
u
d
e
 (
m
G
al
) 
Amplitude dos Altos Gravimétricos 
 
 
Faria, H. P. A. 
 62 
 
 
Figura 5.6 – Representação das amplitudes e da média das amplitudes dos Baixos 
gravimétricos em colunas. 
 
5.1.2.1 Matched Filter Gravimetria 
A aplicação do matched filter (descrito no item 4.14) nos dados 
gravimétricos da anomalia Bouguer resultou uma decomposição em quatro 
respostas (camadas) com diferentes profundidades. A profundidade encontrada 
foi subtraída do valor da elevação dos dados (1060 metros). A interface mais 
superficial foi interpretada como ruído devido à profundidade média do topo das 
fontes apresentar valor acima do valor máximo de topografia da área. As outras 
três bandas estão divididas conforme a tabela 5.5 e encontram-se nas 
profundidades de 6,5 14,1 e 41 km. 
Tabela 5.5 - Características do espectro de potência gravimétrico das bandas para 
cada interface. 
Profundidade 
(km) 
Comprimento de 
onda mínimo 
(km) 
Comprimento de 
onda máximo 
(km) 
Amplitude 
espectral 
( ) 
6,5 
14,1 
0
10
20
30
40
50
60
70
80
B1 B2 B3 B4 B5 B6 B7 B8 B9 Mé
dia
Amplitude (mGal) 20,2129,2431,0230,2217,03 77,4 26,8 26,9813,5830,28
m
G
al
 
Amplitude dos Baixos Gravimétricos 
 
 
Faria, H. P. A. 
 63 
 
41 
 
Mesmo com a divisão por frequências, as bandas obtidas pelo matched 
filter apresentam mesma célula que a malha de anomalia Bouguer, desta forma 
não há perca de resolução para as diferentes profundidades associadas. 
A partir do conhecimento prévio da espessura sedimentar da bacia (Braga 
e Siqueira 1996), os dados sugerem que a primeira camada, referente à 
profundidade de 6,5 km, marque a média do contato entre pacote sedimentar e 
embasamento. A segunda (referente à profundidade 14,1 km) pode estar 
associada à diferença composicional entre crosta superior e inferior marcada 
pela descontinuidade de Conrad. A terceira (referente à profundidade de 41 
km) sugere uma média para a descontinuidade crosta-manto (Moho). 
Na camada mais rasa do matched filter (figura 5.7) observa-se uma 
composição de valores que varia entre 1,05 e -2,2 mGal. Mesmo com pequena 
amplitude, as anomalias classificadas como altos e baixos gravimétricos na 
figura 5.4 apresentam limites mais nítidos. Esta camada apresenta 
predominância de direções preferenciais de alongamento das anomalias para 
cada uma das porções da bacia (porção oeste, central e leste), que refletem as 
unidades do embasamento. Uma análise mais detalhada será descrita ainda 
neste capítulo, no subitem domínios gravimétricos. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 64 
 
 
Figura 5.7 – Mapa e histograma da componente rasa da anomalia Bouguer (6,5 km) 
com os altos e baixos gravimétricos identificados. 
A camada intermediária (figura 5.8) do matched filter apresenta uma 
composição de valores que se estendem entre 10,3 e -32,6 mGal. Devido a sua 
profundidade, acredita-se que represente majoritariamente estruturas oriundas 
do Cráton Amazônico. Os comprimentos de onda intermediários apontam uma 
alta correlação entre o comportamento das estruturas mais profundas e parte 
do comportamento regional da Bacia. Essa interface apresenta, com forma e 
comprimento de ondas diferentes, as mesmas anomalias observadas na 
primeira camada. Isso sugere que as anomalias oriundas do contato entre o 
pacote sedimentar e embasamento são herdadas de contrastes crustais, É a 
interface com maior colaboração na amplitude dos altos gravimétricos com 
maior quantidade de valores positivos em mGal. A suavização da malha reflete 
na consolidação de alguns altos e na supressão dos baixos de amplitude baixa 
e intermediária. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 65 
 
 
Figura 5.8 – Mapa e histograma da componente intermediária da anomalia Bouguer 
(14,1 km) com os altos e baixos gravimétricos identificados. 
A camada profunda do matched filter (figura 5.9) apresenta valores que 
variam entre -2,75 e -56,8 mGal, apresenta os maiores comprimentos de onda 
associados as maiores amplitudes. De maneira geral, sua resposta é associada 
a estruturas cujo topo se encontra a um valor em torno de 41 km. 
Nessa interface, o comportamento do campo observado apresenta maior 
continuidade entre os altos gravimétricos. Os mesmos se comportam como um 
grande bloco crustal estendido por toda a bacia. Os baixos B1, B4, B5 e B9 
passam a ter uma baixa expressão na distribuição dos outros baixos 
encontrados na bacia, representando estruturas relativamente mais rasas. Os 
baixos B2, B6, B7 e B8 se revelam oriundos de descontinuidades e estruturas 
mais profundas que os outros baixos. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 66 
 
 
Figura 5.9 – Mapa e histograma dacomponente profunda da anomalia Bouguer (41 
km) com altos e baixos gravimétricos identificados. 
 
As diferentes interfaces apresentam intervalos próprios para os dados de 
anomalia Bouguer. Os dados das camadas um e três são constituídos 
prioritariamente de valores negativos ou com alguns resultados positivos 
próximos a zero. Cerca de 99% dos valores positivos estão presentes na 
segunda camada. Este fato sugere a presença de dois blocos crustais distintos 
compondo o Cráton Amazônico, separados pela descontinuidade de Conrad, 
em que a porção inferior é constituída por rochas com maior densidade. Este 
fato pode estar associado a uma diferenciação composicional das rochas e a 
uma maior compactação das mesmas. 
A profundidade da última camada do matched filter é interpretada como a 
descontinuidade crosta-manto, uma vez que as estruturas responsáveis pelos 
altos gravimétricos possuem contraste positivo acima desta interface e negativo 
abaixo da mesma. Estudos recentes como Assumpção et al. (2013) e Van der 
Meijde et al. (2013) apresentam trabalhos com estimativa da espessura crustal 
com valores em torno de 35 a 40 km (com um erro de ±6 km) para a Bacia dos 
Parecis. Desta maneira, o valor médio encontrado neste estudo de 41 km está 
dentro do intervalo de erro associado às estimativas de espessura crustal com 
 
 
Faria, H. P. A. 
 67 
 
base no método da função do receptor propostos pelos autores acima citados. 
Esta comparação mostra que os dois métodos apresentam resultados 
semelhantes. 
A figura 5.10 apresenta visualização 3D da anomalia Bouguer (em 
profundidade zero) e das camadas do matched filter projetadas em suas 
respectivas profundidades no azimute zero. Com o aumento da profundidade 
observa-se uma relação inversamente proporcional entre amplitudes e 
frequência, de modo que a resposta mais profunda é presente com maiores 
amplitudes e maiores comprimentos de onda. 
A figura 5.11 apresenta a composição ternária das camadas do matched 
filter da anomalia Bouguer em conjunto com o contorno zero da primeira 
derivada vertical sob os altos e baixos gravimétricos, possibilitando 
interpretação qualitativa das três camadas do matched filter simultaneamente. 
A cor vermelha esta relacionada à camada mais rasa, a verde à camada 
intermediária e a azul à camada profunda. A bacia apresenta maior 
concentração de altos gravimétricos oriundos das três camadas (cor branca) na 
porção oeste e na porção central. A porção leste apresenta predominância de 
altos referentes à camada mais rasa, representada por uma maior 
concentração da cor vermelha. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 68 
 
 
 Figura 5.10 – Anomalia Bouguer (km 0) e suas bandas decompostas através do 
matched filter em suas respectivas profundidades (Fontes Rasas a 6,5 
km, Fontes Intermediárias à 14,1 km e Fontes Profundas à 41 km). 
Visualização com inclinação 26° e Azimute 0°. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 69 
 
 
Figura 5.11 – Composição ternária do matched filter das camadas rasa, intermediária 
e profunda retiradas da anomalia Bouguer com contorno da primeira 
derivada vertical igual a zero e os altos e baixos indicados. 
 
5.1.2.2 - Domínios Gravimétricos 
Um domínio é delimitado pela predominância de uma ou mais 
características das anomalias. Essas características são: orientação, 
comprimento de onda, amplitude, etc. Estão relacionadas às propriedades 
físicas das rochas do embasamento bem como à sua profundidade. A transição 
entre os domínios geofísicos não necessita, obrigatoriamente, ser evidenciada 
por uma mudança abrupta nos padrões das anomalias, em algumas ocasiões o 
padrão de anomalia muda gradativamente de um domínio para outro. 
Neste trabalho, a primeira derivada vertical foi o produto utilizado para 
delimitação dos domínios gravimétricos. Foram diferenciados seis domínios 
gravimétricos regionais ao longo da Bacia dos Parecis (figura 5.12a), 
denominados D1, D2, D3, D4, D5 e D6. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 70 
 
 
Figura 5.12 - (a) Sobreposição dos domínios gravimétricos sobre a primeira derivada 
vertical da anomalia Bouguer em cinza. (b) Sobreposição dos domínios 
gravimétricos sobre a composição ternária da anomalia Bouguer das 3 
profundidades obtidas pelo uso do matched filter. 
O primeiro domínio a ser analisado, D1, localiza-se na porção noroeste da 
bacia, o mesmo é caracterizado por anomalias de frequência alta e 
intermediária que se estendem, aproximadamente, na direção WE (figura 5.12). 
A borda norte desse domínio apresenta altos gradientes, enquanto a borda sul 
apresenta gradientes mais suaves. O domínio apresenta profundidade variável 
das fontes. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 71 
 
O segundo domínio (D2) recobre a maior área dentre os domínios e 
localiza-se na porção centro e noroeste da bacia (figura 5.12). D2 é 
caracterizado por um saliente alto gravimétrico de elevada amplitude e baixa 
frequência, alongado em um azimute próximo de 125º. Esse alto gravimétrico é 
sobreposto por anomalias que possuem variação sobre a direção preferencial 
das mesmas, entretanto, a maioria das altas frequências se encontram nos 
azimutes: 125º, 55º, 90 e 0º respectivamente. As amplitudes dessas anomalias 
encontram-se entre baixas e intermediárias. As respostas gravimétricas 
oriundas de fontes rasas tornam-se mais acentuadas na porção leste do 
domínio, representadas pela aparição da cor vermelha na figura 5.12b. 
O terceiro domínio, D3, apresenta uma área intermediária entre os dois 
primeiros domínios (figura 5.12). Localizado na porção sudoeste da bacia, 
possui dimensões intermediárias entre os outros dois. As anomalias 
apresentam um padrão irregular com relação à forma e tamanho, sem uma 
direção preferencial. Observam-se anomalias arredondadas com amplitudes 
intermediárias, e possuem frequência baixa a intermediária. Quanto à resposta 
das profundidades, observa-se que D3 é rico em fontes rasas, marcadas pela 
presença de cores quentes na figura 5.12b. 
O quarto domínio (D4) localiza-se na porção centro-leste da Bacia e ocupa 
a segunda maior área entre todos os domínios (menor apenas que D2). D4 é 
caracterizado por anomalias de alta frequência e amplitudes altas a 
intermediárias. As anomalias de maior frequência de onda são representadas 
sobre um alto gradiente por um padrão de direção preferencial aproximada de 
N30W convergindo para o encontro com o domínio 6 (D6). As anomalias deste 
domínio apresentam baixos gradientes seccionados por altas frequências na 
porção norte, convergentes também para D6. Observa-se que neste domínio 
os altos gravimétricos relacionados às fontes mais profundas em cor azul 
apresentam-se de maneira sutil (figura 5.12b). O gradiente negativo de maior 
amplitude é composto por todas as camadas (cor preta na figura 5.12b). 
O quinto domínio (D5) encontra-se na porção sudeste da bacia. As 
assinaturas gravimétricas deste domínio apresentam semelhança com as 
 
 
Faria, H. P. A. 
 72 
 
anomalias da borda leste do domínio D2, tanto na primeira derivada vertical 
(figura 5.12a) quanto na imagem ternária (figura 5.12b). A maior parte das 
anomalias encontra-se alongada, aproximadamente, no azimute 120º. 
D6 é o menor domínio gravimétrico, localizado na porção nordeste da 
Bacia, apresenta extensão e direção preferencial das anomalias similares à D1. 
Ao que se refere a composição ternária, o domínio 6 se assemelha com D3. 
 
5.1.2.3 - Lineamentos Gravimétricos 
Lineamentos são definidos como assinaturas geofísicas que apresentam 
comportamento linear ou curvilíneo. Representam zonas de fraturas, falhas ou 
contatos geológicos onde há contraste nas propriedades físicas das unidades 
geológicas. Estão associados aos limites físicos que condicionaram o 
desenvolvimento do arcabouço tectônico estrutural e, geralmente, possuem 
correlação com a geologia mapeada em superfície podendo prolongar-se em 
profundidade. O principal produto utilizadopara traçar os lineamentos foi 
ISAGHT (figura 5.13), referente ao subitem 4.13. Os produtos do matched filter 
serão utilizados para analisar a continuidade dos lineamentos em diferentes 
profundidades 
Os lineamentos foram agrupados em três classes: L1, L2 e L3. A primeira é 
composta por lineamentos que se encontram direção próxima de EW. A 
segunda engloba os lineamentos com direção aproximadamente NW. Já a 
terceira abrange os lineamentos com direção aproximadamente NE. 
Dentre esses três grupos, foi realizada outra subdivisão com relação ao 
comprimento de onda observado no produto ISAGHT, respostas com maior 
comprimento de onda são definidas como lineamentos mais marcantes 
enquanto que respostas com menor comprimento de onda são expressas por 
lineamentos mais finos, dentre essas duas ainda há lineamentos com 
expressão intermediária (figura 5.9). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 73 
 
Através do traço destes lineamentos caracterizaram-se três direções 
estruturais que representam grande parte dos traços, são elas: N30E e EW, e 
N70W. Observa-se que a quantidade de lineamentos identificados é maior no 
grupo L2, seguido de L3 e L1. A quantidade de lineamentos mais marcantes é 
maior em L2, seguido de L1 e L3. Quanto aos de expressão intermediária L2 e 
L3 apresentam um numero semelhante de lineamentos, maior que L1. Os 
lineamentos de baixa expressão apresentam-se predominantemente nos 
lineamentos pertencentes a L1. 
 
Figura 5.13 – Inclinação do Sinal Analítico do Gradiente Horizontal (ISAGHT) do mapa 
de anomalia Bouguer e interpretação das três classes dos lineamentos 
gravimétricos L1, L2 e L3. 
 
A figura 5.14 apresenta a sobreposição dos lineamentos na composição 
ternária das camadas do matched filter oriunda da anomalia Bouguer. Os 
lineamentos das direções NE e EW estão sobre uma área em que a resposta 
gravimétrica é influenciada de maneira significativa pela porção mais rasa da 
 
 
Faria, H. P. A. 
 74 
 
bacia e ausência de resposta da camada mais profunda, refletindo cores 
quentes. Em contrapartida, grande parte dos lineamentos NW apresenta uma 
forte dependência de fontes mais profundas, são os com maior extensão. 
 
Figura 5.14 – Grupos de lineamentos gravimétricos interpretados sobre a composição 
ternária das componentes rasas, intermediárias e profundas do matched 
filter da anomalia Bouguer. 
As direções preferenciais de lineamentos estão distribuídas de maneira 
distinta em cada domínio gravimétrico (figura 5.15), D1 apresenta direção 
predominante variável, na porção noroeste do domínio observam-se 
lineamentos WNW, a porção central é composta predominantemente por EW. 
D2 apresenta maior variação sobre a direção dos lineamentos, possui 
lineamentos de grande expressão (WNW), expressão intermediária (NE, NS, 
EW) e baixa expressão (NW, NE). Nota-se que os lineamentos de baixa 
expressão se apresentam de em maior número na porção sul do domínio. D3 
apresenta uma área composta por lineamentos de baixa expressão sem 
direção preferencial, nota-se a ausência de lineamentos EW nesse domínio. D4 
 
 
Faria, H. P. A. 
 75 
 
compreende a continuidade de lineamentos de grande expressão que se inicia 
em D2 na direção N70W, esse lineamento divide D4 em duas porções com 
diferentes direções preferenciais de lineamentos, de modo que a porção norte 
apresenta o conjunto de lineamentos de direção N30E e a porção sul apresenta 
um grupo de lineamentos mais próximos de EW, com a presença de apenas 
um N30E. D5 é marcado majoritariamente por lineamentos WNW com 
contribuição de dois lineamentos EW na porção oeste. D6 apresenta 
lineamentos WE de expressão intermediária. 
A partir da obtenção das componentes do matched filter busca-se a 
continuação e classificação de alguns desses lineamentos a diferentes 
profundidades (figura 5.15). 
Principal direção de lineamentos rasos é apresentada na direção NE. 
Apresentam alta frequência com presença marcante da porção leste da Bacia 
(figura 5.15a). Partes destes lineamentos se localizam entre lineamentos 
perpendiculares ao mesmos, sugerindo que as estruturas alongadas nesta 
direção são posteriores as outras para a porção leste. 
 As principais direções observadas nos lineamentos são: 
i) Lineamentos EW: Direção marcante presente na porção noroeste da 
Bacia. Esta direção é observada ao longo da bacia em uma alta 
correlação com fontes de profundidades rasas e intermediaras (figura 
5.15b). 
ii) Lineamentos NE: Direção marcante sobre os grandes domínios 
gravimétricos da bacia. Esta direção remete as estruturas mais 
profundas da bacia, representados pelos altos gravimétricos A3 e A4 
(figura 5.13) presentes em todos os produtos da bacia, em especial no 
matched filter da camada profunda e na composição ternária. A partir da 
anomalia A3 a bacia segue um sistema de direções preferenciais 
distintas onde em sua porção nordeste observa-se direção de 
preferencial de estruturação N30E. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 76 
 
iii) Lineamentos EW: A porção noroeste de A4 apresenta, de forma mais 
nítida, estruturação EW enquanto a porção sudoeste não apresenta 
direção preferencial. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 77 
 
 
Figura 5.15 – Grupos de lineamentos identificados através do produto ISAGHT (a) sobre a camada mais rasa do matched filter; (b) sobre a camada 
intermediária do matched filter; (c) sobre a camada mais profunda do matched filter; (d) Composição ternária do ISAGHT de cada uma das camadas 
retiradas do Matched Filter e os domínios e lineamentos gravimétricos
 
 
Faria, H. P. A. 
 78 
 
5.1.3 Análise Quantitativa 
5.1.3.1 Deconvolução de Euler 
O presente trabalho apresenta 12 deconvoluções de Euler para 
gravimetria. Variando o índice estrutural para diferentes janelas (16,5; 33; 66 e 
82,5 km). Buscando identificar padrões de soluções e corroborar os resultados 
qualitativos apresentados no trabalho. Este número de deconvoluções também 
busca diminuir algumas das inconsistências apontadas por Barbosa (2005) 
sobre o método. 
Os índices estruturais usados para gravimetria são 0, 1 e 2, de modo que 
amostram, respectivamente, diques verticais, cilindros verticais ou horizontais, 
esferas ou estruturas de três dimensões. 
A figura 5.16 relaciona o número de soluções obtidas através da variação 
do índice estrutural para diferentes janelas. 
 
Figura 5.16 – Gráfico que mostra a relação entre o número de soluções da 
deconvolução de Euler (eixo y) e seu índice estrutural (eixo x) para 
diferentes janelas fixas. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 79 
 
Dentre as quatro janelas observadas na figura 5.16, a janela de 16,5 km 
apresenta um decaimento linear com o seu máximo em n = 0, enquanto as 
outras janelas se comportam como parábolas com concavidade negativa e seu 
valor máximo em n = 1. Este fato aponta que maioria fontes gravimétricas 
representadas no trabalho são referentes à em estruturas bidimensionais. 
A figura 5.17.apresenta a variação da média de profundidade de soluções 
com relação à variação do índice estrutural para diferentes janelas fixas. 
Observa-se um comportamento diretamente proporcional e linear entre essas 
grandezas para todas as janelas. Infere-se que a inclinação das retas é 
diretamente proporcional ao tamanho da janela, todavia a mesma parece ter 
um limitante superior devido a uma pequena variação de inclinação entre as 
janelas de 66 e 82,5 km. Esta limitante aponta que basicamente todos os 
comprimentos de onda já foram amostrados na janela de 66 km. 
 
 
Figura 5.17 – Gráfico que mostra a relação entre a média de profundidade das 
soluções oriundas da deconvolução de Euler em função do índice 
estrutural para diferentes janelas fixas. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 80 
 
Este trabalho considera as soluções (z) com resposta acima da primeira 
camada obtida do matched filter como soluções rasas (z < 6,5 km), soluções 
compreendidas entre as camadas rasa e intermediáriado matched filter como 
soluções intermediárias (14,1 km < z < 6,5 km), soluções compreendidas entre 
as camadas intermediária e profunda do matched filter (14,1 km < z < 41 km) 
como soluções profundas, e para soluções mais profundas que a resposta do 
matched filter para maiores comprimentos de onda (z > 41 km) como soluções 
muito profundas. 
 Durante a etapa de interpretação é possível observar as soluções de Euler 
em três dimensões, facilitando a visualização da localização das mesmas. A 
janela de 16,5 km (figura 5.18) apresenta resultados importantes relacionados 
configuração estrutural da bacia. Por ser a menor janela analisada, não analisa 
os maiores comprimentos de onda que, de maneira geral, estariam associados 
a estruturas mais profundas. Entretanto, devido ao tamanho da malha do grid 
de integração (5,5 km) perderam-se respostas de estruturas 
intrassedimentares, relacionadas aos menores comprimentos de onda, desta 
forma a nuvem de soluções rasas é esparsa. Observa-se nas diferentes 
respostas para diferentes índices estruturais que para n = 0 as respostas rasas, 
intermediárias e muito profundas são poucas quando comparadas à respostas 
profundas se concentram em torno de 25 km, todavia há um aumento notável 
do número de soluções quando a profundidade atravessa os 6,5 quilômetros 
(camada rasa do matched filter), esse fato fortalece uma interpretação inicial de 
que esta seja uma boa estimativa para a média do embasamento para a bacia 
(figura 5.18). 
Quando a localização das soluções presentes nos diferentes índices 
estruturais da janela de 16,5 km observa-se que, para profundidades rasas, 
apenas n = 1 apresenta uma nuvem considerável de soluções localizadas nas 
porções sul e sudoeste da Bacia (figura 5.18). Para profundidades 
intermediárias, observa-se, que para n = 0 e n = 2 as soluções localizam-se de 
forma predominante na porção oeste da Bacia, com outra nuvem de dimensão 
considerável ao centro-sul da Bacia; em n = 1 a nuvem é bastante esparsa e 
não há predominância de localização das soluções. Para a profundidade 
 
 
Faria, H. P. A. 
 81 
 
profunda, observa-se uma alta correlação independente do índice estrutural, o 
que indica uma porção da crosta com bastante complexidade e com uma vasta 
gama de integração de respostas gravimétricas. 
A janela de 33 km (figura 5.19) é representada na figura 5.24. Nas 
profundidades rasas (z < 6,5 km) observa-se uma predominância de respostas 
para o índice estrutural n=0, distribuídas aleatoriamente sobre a bacia, de 
modo que há uma maior densidade na porção oeste da mesma. Para respostas 
intermediárias também se observa uma predominância de resultados no índice 
estrutural n=0, todavia o limite (14,1 km) estipulado pelo matched filter é 
novamente observado para n=1 uma vez que a nuvem de soluções se torna 
bem mais densa nesse intervalo. Para n=2 observa-se um ganho considerável 
de soluções na profundidade intermediária, todavia esse número é 
desconsiderado quando comparado com a resposta do mesmo nível para 
outros índices. Por fim, para as respostas profundas, observa-se uma ausência 
de soluções na porção oeste da bacia para n=0, essa ausência é incrementada 
com o aumento do índice estrutural e para n=1 e n=2. A porção oeste 
apresenta uma nuvem de resultados bastante complexa. Observa-se uma 
quebra da densidade de soluções em n=1 em aproximadamente 27 km 
A janela de 66 km (figura 5.20) apresenta ausência de soluções rasas para 
todos os índices estruturais. Todavia, para soluções intermediárias a 
predominância ocorre em n=0, na porção central da bacia. Observa-se 
claramente que para n=1, a porção intermediária apresenta nuvens de 
soluções distintas nas regiões noroeste, sul e sudeste. Para soluções 
profundas observa-se a ausência de soluções na porção leste da bacia para 
n=0. A maior densidade de pontos obtida em n=1 é observada próximo dos 27 
km. Essa profundidade se torna um limitante superior para a maioria das 
soluções observadas em n=2. Em n=2 também há preenchimento das zonas 
sem soluções de n=0 e as respostas mais profundas de todas as 
deconvoluções. 
As soluções rasas da janela de 82,5 km são apenas encontradas (em 
pequeno número) para n=0. Quando se observa as porções intermediárias 
encontra-se um padrão mais conciso das soluções, de modo que se mostram 
 
 
Faria, H. P. A. 
 82 
 
mais concentradas em picos de anomalia. Para n=0 essa porção é 
caracterizada por uma predominância de soluções nas porções: noroeste, 
central (da borda norte à borda sul) e leste. Para n=1 observa-se que os 
mesmos locais evidenciados em n=0 são, porém as soluções deste índice 
estrutural se apresentam de forma mais concisa e a profundidades mais 
elevadas. Para n=3, essa porção apresenta apenas dois picos de solução: 
porção central e porção sudeste. 
Ainda para a janela de 82,5 km (figura 5.21), as soluções profundas, desde 
a análise dos gráficos da média de profundidade e do numero de soluções se 
aproximava bastante da janela de 66 km. Todavia a janela maior exibia um 
menor número de soluções e uma maior média de profundidade de soluções. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 83 
 
 
 
Figura 5.18 – Integração da anomalia Bouguer, componentes rasa, intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para 
os diferentes índices estruturais (n) à janela de 16,5 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n = 2. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 84 
 
 
Figura 5.19 – Integração da anomalia Bouguer, componentes rasa, intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para 
os diferentes índices estruturais (n) à janela de 33 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n = 2. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 85 
 
 
Figura 5.20 – Integração da Anomalia Bouguer, componentes rasa, intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para 
os diferentes índices estruturais (n) à janela de 66 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n = 2. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 86 
 
 
Figura 5.21 – Integração da Anomalia Bouguer, componentes rasa, intermediária e profunda do matched filter com as soluções de Euler para 
os diferentes índices estruturais (n) à janela de 82,5 km; (A) n = 0; (B) n = 1; e (C) n = 2.
 
 
Faria, H. P. A. 
 87 
 
Por meio da fixação de janelas e da variação do índice estrutural foi 
possível observar qual dos produtos apresentou uma a melhor resposta para 
soluções com profundidades próximas ao embasamento. Optou-se para uma 
visualização em 2D as soluções da janela de 33 km e índice 0, pois a mesma 
apresenta um equilíbrio entre soluções referentes a fontes rasas e profundas. 
Refletindo respostas crustais que podem estar se relacionadas a estruturas do 
embasamento. 
A composição ternária em conjunto com as soluções de Euler apresenta 
uma possibilidade de análise qualitativa e quantitativa simultaneamente, pode-
se observar a real profundidade do topo dos corpos com o qual a componente 
está sendo apresentada. Como pode ser observado na figura 5.22. 
 
 
Figura 5.22 – Imagem ternária das componentes rasa, intermediária e profunda da 
anomalia Bouguer obtidas do matched filter em conjunto com os 
lineamentos gravimétricos e as soluções da deconvolução de Euler para 
janela de 33 km e n=0. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 88 
 
Nota-se que a figura 5.22 apresenta correlação entre a posição dos 
lineamentos traçados e as soluções da deconvolução de Euler. A maior parte 
das soluções profundas está associada aos lineamentos do grupo L2, enquanto 
a maior parte as soluções exclusivamente rasas, está associada aos 
lineamentos do grupo L1 e L3. 
 
5.2 INTERPRETAÇÃO DE MAGNETOMETRIA 
De maneira similar ao que foi realizado com os dados de gravimetria, o 
início da interpretação magnética se dá por uma análise descritiva do conjunto 
de dados do campo magnético anômalo (CMA). Entretanto, devido à 
complexidade da associação de anomalias ao caráter dipolar do campo 
magnético nãose trabalhou com a análise descritiva das anomalias 
magnéticas, uma vez que a caracterização apenas de um alto ou de um baixo 
não apresenta sentido físico. Trabalhando apenas com o conjunto de dados 
obteve-se a média, desvio padrão, e o comportamento dos dados magnéticos. 
 
5.2.1 Análise Descritiva 
O histograma do CMA exibe a densidade e a variação dos dados 
magnéticos. De maneira análoga à gravimetria, o numero de classes “C” do 
histograma é dado por Struges (eq. 5.1). O histograma apresenta uma 
distribuição normal e a curva de frequência acumulada apresenta 2 pontos de 
mudança de inclinação: 375 e -237 nT (figura 5.23 e tabela 5.6). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 89 
 
 
Figura 5.23 – a) O histograma do CMA da Bacia dos Parecis foi dividido em 16 
classes, segundo o critério de Sturges (Sturges, 1926) b) Subdivisões da 
curva de frequência em seguimentos correspondentes à distribuição de 
dados. Seguimento azul corresponde a primeira curva de inclinação que 
varia de -375 à -237 nT; o segundo seguimento (reta amarela) varia de -
273 à 175 nT; e o terceiro seguimento (reta vermelha) varia de 175 à 
312.5 nT; P1, P2, P3 e P4 são os pontos de intersecção das retas 
traçadas na interpretação. 
 
 O desvio padrão da distribuição de dados magnéticos é da ordem de 103,6 
nT (tabela 5.6). Um valor de desvio padrão aproximadamente quatro vezes 
maior que o dos dados gravimétricos é explicado pelo caráter do campo e pela 
variação da susceptibilidade magnética ser bem maior que a variação de 
densidade das rochas. A tabela 5.7 apresenta a porcentagem de pontos para 
cada intervalo apresentado na figura 5.23. 
Tabela 5.6 - Valores da curva de frequência apresentados na figura 5.23. 
Curva de Frequência Acumulada 
Valor mínimo: -1032 nT 
Valor máximo: 836 nT 
Média: -25,40 nT 
Mediana: -20,60 nT 
Desvio Padrão: 130,6 nT 
Número de amostras: 77045 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 90 
 
Tabela 5.7 – Coluna 1 corresponde ao valor do ponto Pn em nT (n= 1, 2, 3 e 4); 
Coluna 2 representa o limitante superior do intervalo; Coluna 3 
representa, em porcentagem, a amostragem de pontos dentro do 
intervalo [-1032, Pn]. 
Pontos nT Porcentagem 
P1 -375 1,14 
P2 -237 4,43 
P3 175 94,82 
P4 312,5 98,99 
 
 
 5.2.2 Análise Qualitativa 
O mapa do campo magnético anômalo (CMA) (figura 5.24a) apresenta 
dipolos magnéticos estendidos ao longo da bacia, bem como uma grande 
diferenciação sobre a frequência encontrada ao longo da bacia. De maneira 
geral, a frequência diminui na direção NE a partir da porção sudoeste da bacia. 
Os grandes comprimentos de onda se apresentam na porção intermediaria da 
bacia se estendendo para a WNW. 
Devido ao filtro de continuação ascendente utilizado para homogeneizar os 
levantamentos antes de integra-los, muitas das fontes magnéticas mais rasas 
não são evidenciadas no mapa do CMA e da Redução ao polo. A derivada 
vertical (figura 5.24b) possibilita a observação de algumas estruturas oriundas 
de fontes mais rasas. A localização dos maiores e menores gradientes na 
porção central da bacia sugerem direções preferenciais de estruturas 
alongadas nas direções WE, N70W e N30E, respectivamente indo da porção 
oeste para a porção leste (figura 5.24b). 
No mapa da redução ao polo (figura 5.24c) observa-se que o padrão das 
direções preferenciais observados no CMA é mantido, entretanto há uma sutil 
suavização nas altas frequências apresentadas, observados na porção 
sudoeste e nordeste da bacia. Nota-se também uma correlação nas bordas da 
porção central da bacia com elevado gradiente. O que pode indicar que a norte 
o limite observado geologicamente também segue em subsuperfície e que o 
 
 
Faria, H. P. A. 
 91 
 
contato entre esses meios geológicos distintos apresenta estruturas 
magnéticas. 
A resposta do ASA eleva o valor das derivadas ortogonais ao quadrado, ele 
“balanceia” o efeito do caráter do campo e apresenta um mapa centralizando a 
fonte das anomalias (para dipolos), e bordeia grandes estruturas. A figura 
5.24d apresenta respostas de pequenos comprimentos de onda e respostas 
com grandes comprimentos de onda. As respostas com menores 
comprimentos de onda estão associadas a estruturas mais rasas, e de forma 
não linear, o crescimento do comprimento de onda indica que o corpo ou a 
estrutura originária da resposta magnética se encontra em maior profundidade. 
A figura 5.24 compila os produtos citados acima, buscando visualizaras 
diferenças mencionadas em cada um dos produtos. As características 
marcantes no CMA são apresentadas de forma mais suavizada no DRTP, 
enquanto o DZ, em cinza, apresenta uma textura magnética mais rugosa. Em 
2006, Li exibiu vários erros comuns ao interpretar utilizando o ASA, e concluiu 
que a forma mais correta de utiliza-lo para interpretação qualitativa é com o 
auxílio do mapa do CMA reduzido ao polo. Observa-se da figura 5.24 que, 
dentro da Bacia, os altos relativos da Redução ao polo diferencial possuem 
marcante correlação com os picos da Amplitude do Sinal Analítico, reforçando 
a confiabilidade dos produtos para interpretações qualitativas. 
 
. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 92 
 
 
Figura 5.24 - Compilação das figuras oriundas do CMA (a): DZ (b), DRTP (c), ASA (d). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 93 
 
5.2.2.1 Matched Filter Magnetometria 
Assim como na gravimetria, o espectro de potencia foi decomposto em 
quatro bandas relativas à inclinação da reta ajustada ao espectro de potencia 
dos dados. A de menor inclinação, correspondente a mais superficial, foi 
associada a ruído devido à profundidade média das fontes encontrar-se acima 
do maior valor de topografia da região. As outras três camadas (tabela 5.7) 
foram obtidas com as profundidades de 5,4, 15,4 e 26,1 quilômetros, 
denominadas: rasa, intermediária e profunda, respectivamente. 
Tabela 5.8 – Características do espectro de potencia magnético das bandas para cada 
interface. 
Profundidade 
(km) 
Comprimento de 
onda mínimo 
(km) 
Comprimento de 
onda máximo 
(km) 
Amplitude 
espectral 
( ) 
5,4 
15,4 
26,1 
 
A componente rasa indica a profundidade média em que ocorre o primeiro 
contraste magnético elevado se situa a 5.400 metros. Interpreta-se que essa 
componente representa, em parte, o contato entre pacote sedimentar e 
embasamento. Essa componente do CMA é observada na figura 5.25 em que 
se distribuem as mais altas frequências dentre as 3 camadas. Através do 
histograma observa-se a amplitude dos dados com média de 18 nT e desvio 
padrão muito baixo, próximo de 0.003 nT enquanto os valores de amplitude 
variam de -540 à 382 nT. O conjunto de dados sugere poucas regiões com 
uma susceptibilidade magnética elevada. A retirada dos maiores comprimentos 
de onda favorece a visualização sobre o alongamento e estiramento das 
anomalias para cada uma das anomalias magnéticas da bacia, apresentando 
de maneira mais nítida as direções preferenciais mencionadas anteriormente 
na interpretação qualitativa do CMA. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 94 
 
 
Figura 5.25 – Mapa e histograma da componente rasa do matched filter para o CMA 
(5,4 km). 
O grande contraste de susceptibilidade magnética associada à camada 
intermediária sugere uma correlação com a descontinuidade de Conrad. Possui 
comprimentos de ondas maiores e uma menor amplitude que a camada 
superior (figura 5.26). Seu histograma mostra valores que variam de -180 a 205 
nT com uma média aproximada de 0.02 nT e desvio padrão de 20 nT. Esses 
dados sugerem uma camada com grande parte dos dados com baixa 
magnetização (devido a média próxima de 0). O desvio padrão mais elevado 
que na camada mais rasa indica maior distribuição de dados magnéticos ao 
longo da interface intermediária. A média próxima à zero indica compensação 
dos dipolos magnéticos. A menor amplitude sugere que esse comportamento 
magnético abrupto não é tão forte quanto nas fontes observadasna camada 
rasa. Interpreta-se que essa resposta é oriunda de rochas do Cráton 
Amazônico e que essa camada pode estar refletindo, de forma mais suave, as 
grandes feições deformadoras do embasamento da bacia (heterogeneidades 
crustais). 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 95 
 
 
Figura 5.26 – Mapa e histograma da componente intermediária do matched filter para 
o CMA (15,4 km). 
 
A Figura 5.27 apresenta a componente profunda do CMA, caracterizada 
por grandes comprimentos de onda, seu histograma apresenta valores de -835 
à 115 nT, média de -25 nT e desvio padrão de 114 nT. O histograma apresenta 
semelhança com o histograma obtido do CMA sem decomposição (figura 
5.24a), sugerindo que a maior parte do CMA é composta pela camada 
profunda. Infere-se que a diferença de susceptibilidade das rochas cuja média 
está na terceira camada se deve há uma diferença composicional e, devido a 
profundidade, acredita-se que a camada possa indicar um limitante superior 
para o início do processo de desmagnetização das rochas devido às elevadas 
temperaturas (superfície Curie). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 96 
 
 
 
Figura 5.27 – Mapa e histograma da camada profunda do matched filter para o CMA 
(26,1 km). 
Através da figura 5.28 obtém-se uma visualização 3D da malha do CMA e 
suas componentes do matched filter. Observa-se de maneira mais clara a 
variação das amplitudes das anomalias magnéticas. Os picos magnéticos 
oriundos da camada rasa, bem como a baixa variação da camada intermediária 
se tornam mais nítidos bem como a predominância da camada profunda sobre 
o CMA. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 97 
 
 
Figura 5.28 – Campo Magnético Anômalo e suas camadas decompostas através do 
matched filter projetados em suas respectivas profundidades (fontes 
rasas a 5,4, intermediárias a 15,4 e profundas a 25,1 quilômetros). 
Visualização com inclinação 17° e Azimute 0°. 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 98 
 
Após a análise individual dos dados das componentes oriundas do 
matched filter, gerou-se a imagem ternária com as respostas das camadas 
rasas, intermediárias e profundas do CMA (figura 5.29). 
 
Figura 5.29 – Composição ternária das componentes rasa (5,4 km) em vermelho, 
intermediária (15,4 km) em verde, e profunda (26,1 km) em azul, do 
matched filter realizado a partir do CMA. 
A imagem ternária apresentada na figura 5.29 ressalta estruturas 
magnéticas apresentadas a diferentes níveis crustais através da cor branca 
(altos magnéticos) e da cor preta (baixos magnéticos). Nota-se ainda a forte 
presença das cores azul e vermelha. A cor azul indica locais em que a 
componente profunda apresenta alto magnético, enquanto as outras 
componentes apresentam baixo magnético. A cor vermelha representa locais 
em que apenas as fontes rasas apresentam altos magnéticos. A baixa 
presença da cor verde indica que a resposta oriunda da interface intermediária 
se apresenta como intermediadora das fontes rasas, profundas ou ambas. 
A oscilação entre as cores branca e preta observadas na figura 5.29 
evidencia direções preferenciais das anomalias magnéticas de maior 
continuidade, apresentando-se a diferentes níveis crustais. Dentre as 
anomalias cuja assinatura é preservada a nível crustal, a anomalia elipsoidal de 
 
 
Faria, H. P. A. 
 99 
 
coordenada central (-57,8º; -12,3º) é bastante marcante na cor branca e 
rodeada por cores quentes. A redução ao polo (figura 5.24c) exibe esta 
anomalia como uma anomalia com magnetização negativa. Unindo estas duas 
informações e conhecendo-se algumas assinaturas magnéticas recorrentes de 
adelgaçamento crustal (Gunn, 1997) gera-se a hipótese de um possível 
adelgaçamento crustal nesta região. Esta hipótese será discutida no decorrer 
do trabalho. 
 
5.2.2.2 Domínios Magnéticos 
Da mesma forma que na gravimetria, os domínios magnéticos são regiões 
onde há um padrão magnético comum em forma, distribuição, amplitude, 
comprimento de onda e direção preferencial das estruturas. 
A bacia foi dividida em cinco domínios magnéticos: D1, D2, D3, D4 e D5. A 
caracterização e delimitação dos mesmos teve como produto principal o mapa 
da composição ternária do ASA extraído das camadas do matched filter (figura 
5.30a). A análise e caracterização dos domínios foram realizadas através dos 
mapas do CMA, redução ao polo diferencial, amplitude do sinal analítico, 
derivada vertical e pelos mapas oriundos do matched filter. 
Através das imagens ternárias obtidas das componentes do matched filter 
é possível uma análise qualitativa da predominância de respostas oriundas de 
fontes rasas, intermediarias ou profundas. Uma das vantagens dessas imagens 
é a análise simultânea de todas as componentes, no caso do ASA, da 
centralização do gradiente total relativo a diferentes profundidades. 
D1 é o domínio identificado no extremo norte da Bacia, pode ser 
interpretado como junção de anomalias magnéticas relativamente altas 
morfologicamente alongadas e retilíneas em EW. Na figura 5.30b o centro de 
D1 apresenta predominância de cores escuras, o que indica que este domínio 
apresenta baixos magnéticos em todas as camadas apresentadas no matched 
filter. Já suas bordas são compostas por uma grande composição de cores 
mais quentes refletindo altas frequências. As expressivas anomalias em EW 
sugerem heterogeneidades crustais que podem estar relacionadas ao pacote 
 
 
Faria, H. P. A. 
 100 
 
sedimentar devido à presença de cores quentes. Este domínio apresenta 
magnetização alongada através de dipolos de direção preferencial EW 
 
Figura 5.30 – a) Mapa da composição ternária da Amplitude do Sinal Analítico das 
componentes Rasa (vermelha), Intermediária (verde) e Profunda (azul) 
do matched filter do CMA. b) Domínios magnéticos interpretados sobre o 
mapa da composição ternária da Amplitude do Sinal Analítico ASA das 
componentes rasa (vermelho), intermediária (verde) e profunda (azul) do 
matched filter do CMA. 
D2 é o domínio que ocupa maior área da bacia. Formado por anomalias 
dipolares de amplitude e comprimento de onda variáveis. É compreendido 
entre os outros 4 domínios, e corta a bacia com direção aproximada 135º 
 
 
Faria, H. P. A. 
 101 
 
(figura 5.30b). Pode ser considerado o domínio mais complexo da bacia por 
apresentar: i) anomalias magnéticas oriundas de estruturas distribuídas em 
profundidades rasas, intermediarias e profundas; ii) os maiores comprimentos 
de onda da bacia, bem como as maiores amplitudes e os maiores gradientes; 
iii) os corpos geradores desse domínio apresentam um espaçamento variável 
entre eles, tornando as anomalias finais mais complexa devido à uma grande 
ambiguidade gerada; iv) estruturas morfologicamente curvas, não 
representando lineamentos retilíneos e uniformes. De maneira geral, a direção 
preferencial das anomalias deste domínio segue próximo de 135º. Entretanto, o 
domínio é segmentado por anomalias com direção preferencial perpendicular a 
direção principal, e algumas na direção EW. 
D3 encontra-se na porção sudoeste da bacia, limitado a norte por D1 e D2 
e a leste por D3 (figura 5.31b), o bloco magnético relacionado a esse domínio 
apresenta um relevo magnético rugoso caracterizado por altas frequências. D3 
apresenta continuidade para fora da Bacia dos Parecis prolongadas para sul 
sobre a faixa Paraguai-Araguaia não se observa direção preferencial das 
anomalias. 
D4 limita-se a oeste por D3 e a norte por D2. Este domínio é formado 
principalmente por anomalias relacionadas a fontes mais profundas. O domínio 
apresenta uma região de baixa frequência associada à baixos magnéticos e 
feições côncavas. O domínio apresenta continuidade na faixa Paraguai-
Araguaia em contato com D3. 
D5 é o ultimo domínio caracterizado nos mapas. Este apresenta forte 
influencia de fontes profundas (cor azul). Entretanto, dentre todos os domínios 
da bacia, esse é um domínio que apresenta maior gradiente de fontes. Quandoanalisado de oeste para leste observa-se um aumento de respostas oriundas 
de estruturas rasas. Neste domínio observa-se uma marcante direção 
preferencial N30E. Além desta, o domínio também apresenta algumas 
anomalias que se estendem perpendiculares a N30E e algumas outras no 
sentido WE (mais encontradas a leste) refletindo assim um cruzamento 
complexo de direções. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 102 
 
A bacia como um todo, apresenta majoritariamente as respostas oriundas 
de fontes rasas na porção sudoeste e as respostas profundas na porção 
centro-norte e centro-sul. Dentre a distinção entre as características dos 
domínios, D2 separa 2 respostas magnéticas para a bacia, de modo que a 
porção oeste compreende anomalias de alta frequência, indicando 
predominância de fontes rasas, enquanto na porção leste as anomalias são 
caracterizadas por menores frequências e maiores comprimentos de onda, 
apresentando fontes magnéticas mais profundas (figura 5.31). 
Mesmo delimitando os domínios é importante lembrar que o traçado não 
exprime de modo preciso dois meios completamente heterogêneos, algumas 
vezes representa mudança de composição de uma forma transicional, isso 
pode ser observado na figura 5.31, onde os domínios são sobrepostos aos 
produtos CMA, RDP, Dz e ASA. Nestas figuras, nem sempre os limites dos 
domínios representam mudanças abruptas das anomalias. 
 
Figura 5.31 – Domínios magnéticos interpretados sobre: A) o CMA; B) a primeira 
derivada vertical; C) a Redução ao Polo; D) a Amplitude do Sinal 
Analítico. 
 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 103 
 
5.2.2.3 Lineamentos Magnéticos 
Descontinuidades e direção preferencial dos trends geológicos 
representados por lineamentos são, tipicamente, mais subjetivos que a 
delimitação dos domínios, entretanto são tão importantes quanto os mesmos. 
O grau de subjetividade dita que essas observações devem ser tratadas como 
subsidio dos domínios magnéticos (Isles & Rankin, 2013). 
O ISAGHT obtido a partir do campo magnético anômalo reduzido ao polo e 
suas componentes oriundas do matched filter compreendem os principais 
produtos para traçado dos lineamentos magnéticos (figura 5.32). A intepretação 
do arcabouço estrutural será representada por feições lineares em diferentes 
profundidades. A divisão e hierarquia dos lineamentos segue a mesma 
premissa da trama nos lineamentos gravimétricos (item 5.1.4). 
 
Figura 5.32 – Inclinação do Sinal Analítico do Gradiente Horizontal (ISAGHT) e 
histograma com interpretação dos três grupos de lineamentos magnéticos 
L1, L2 e L3 representados pelas cores vinho, amarelo e azul, 
respectivamente. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 104 
 
A porção noroeste apresenta preferencialmente lineamentos do grupo L1, 
com direção preferencial EW. A porção sudoeste é repleta de lineamentos 
perpendiculares entre si dos grupos L2 e L3, mais a sul desta região há 
predominância de lineamentos com direção N70W. A porção central da bacia 
compreende a maior parte dos lineamentos magnéticos de grande expressão, 
estes estão compreendidos no grupo L2 com direção preferencial N75W. A 
porção leste da Bacia apresenta o a maior densidade de lineamentos de 
expressão intermediária. Dentre estes lineamentos, a maior parte está dentro 
do grupo L3. Esta porção ainda apresenta lineamentos perpendiculares de 
menor expressão do Grupo L2. 
Enquanto os lineamentos de maior expressão estão relacionados a limites 
composicionais a nível crustal, os lineamentos de baixa expressão refletem 
estruturas mais rasas, que não apresentam grande continuidade crustal. 
Observa-se que os de baixa expressão aparecem em grande numero 
perpendicular aos lineamentos mais marcantes, apontando uma distribuição de 
magnetização complexa sobre as estruturas magnéticas de maior expressão. 
Integrando essas informações, entende-se que o comportamento 
magnético do arcabouço sugere as estruturas principais em direções próximas 
á ESE seguida pela direção ENE. Ainda há a presença de estruturas alongadas 
para EW. Na figura 5.33 os lineamentos magnéticos interpretados são 
sobrepostos as componentes rasa, intermediária e profunda do matched filter 
derivados do CMA e sobre a composição ternária do ISAGHT das camadas 
retiradas do matched filter. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 105 
 
 
Figura 5.33 – Lineamentos magnéticos sobrepostos à: (A) Componente rasa do matched filter CMA; B) Componente intermediária do matched filter CMA; C) 
Componente profunda do matched filter CMA; (D) Composição ternária do ISAGHT das camadas retiradas do matched filter. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 106 
 
5.2.3 Análise Quantitativa 
5.2.3.1 Deconvolução de Euler 
Da mesma maneira que na gravimetria, foram realizadas 12 deconvoluções 
de Euler para magnetometria. Essas deconvoluções comportam as janelas de 
10,5, 21, 42 e 53,5 km para e os índices estruturais n=1, n=2 e n=3 buscando 
refletir diques verticais; cilindros verticais ou horizontais; esferas ou estruturas 
geradoras de dipolos; respectivamente (Thompson, 1982). 
Para 1 < n < 2, obtêm-se o maior crescimento do número de soluções em 
todas as janelas. Entretanto, para 2 < n< 3 observa-se uma tendência 
constante para janelas menores, e uma menor inclinação para janelas maiores 
(figura 5.34). 
 
Figura 5.34 – Relação entre o número de soluções da deconvolução de Euler e seu 
índice estrutural para diferentes janelas fixas de 10,5, 21, 42 e 52,5 km. 
Esses dados mostram que, para janelas de 10,5 e 21 km, há uma 
equiparação entre estruturas bidimensionais (n = 2) e estruturas tridimensionais 
(n = 3); Enquanto, para as janelas de 42 e 52,5 km, o resultado apresentado 
sugere um aumento do número de soluções para o aumento da 
dimensionalidade da fonte. Tal análise sugere que os maiores comprimentos 
 
 
Faria, H. P. A. 
 107 
 
de onda estão associados a estruturas dipolares e que as mesmas 
representam a maior parte das anomalias magnéticas observadas no dado. 
O fato das janelas de 42 e de 52,5 km apresentarem um número bem 
próximo de soluções para n = 1 aponta que as estruturas magnéticas 
unidimensionais são quase todas representadas por pequenos comprimentos 
de onda. 
A figura 5.35 relaciona a média de soluções de Euler para diferentes 
índices estruturais, dadas às janelas fixas de 10,5 km (linha roxa), 21 km (linha 
vermelha), 42 km (linha verde) e 52,5 km (linha azul). 
 
Figura 5.35 – Relação entre o a profundidade média (km) da deconvolução de 
Euler e seu índice estrutural para diferentes janelas fixas de 10,5, 21, 42 e 52,5 km. 
 
Interpreta-se do gráfico que a média da profundidade das soluções é 
diretamente proporcional ao aumento do índice estrutural. Para as janelas de 
10,5, 21 e 42 km o crescimento segue um padrão próximo ao linear. O 
crescimento da janela de 52,5 km apresenta uma quebra de inclinação ao 
chegar em n=2. A partir desta informação infere-se que as respostas da 
deconvolução de Euler apresentadas para as três menores janelas mostram 
 
 
Faria, H. P. A. 
 108 
 
que estruturas com respostas similares a corpos uni e bidimensionais, 
horizontais ou verticais, se encontram a menores profundidades e que o 
aumento do índice estrutural aumenta de forma proporcional a média da nuvem 
de soluções. Já na janela de 52,5 km observa-se um aumento de soluções 
considerável na quebra da continuidade da reta em n=2. Entretanto, esse 
aumento segue uma linearidade com o aumento das outras janelas. 
Após a análise descritiva do banco de dados obtidos do processamento do 
Euler, analisar-se-á o comportamento da nuvem de soluções relativa à variação 
do índice estrutural. 
Analogamente a gravimetria, a descrição das nuvens de soluções 
encontradas utilizou as profundidades das camadas do matched filter como um 
delimitador de grupos de soluções. As soluções menores que 5,4 km são 
classificadas como soluções rasas, as compreendidas entre 5,4 e 15,4 km 
como soluções intermediárias,soluções compreendidas entre 15,4 e 25.,1 km 
como soluções profundas, e as soluções com profundidade maior que 25.,1 km 
como soluções bastante profundas. 
A figura 5.36 compreende as soluções dos índices estruturais 1, 2 e 3 para 
a menor janela de trabalho (10,5 km). Devido ao tamanho da janela há menor 
quantidade de respostas profundas. A quantidade e a localização das soluções 
rasas variam para cada índice estrutural. Para n = 1 observa-se a nuvem de 
soluções mais densa na porção sudoeste da bacia; na mesma região n = 2 tem 
uma nuvem de soluções mais densa, em uma profundidade maior que em n=1; 
para n=3 as soluções rasas são esparsas e aleatórias, nota-se ausência de 
soluções na porção central e na porção leste da bacia. As soluções 
intermediárias desta janela representam o maior numero de soluções do banco 
de dados. Entretanto, nota-se que para n=1 essas soluções se tornam 
esparsas logo abaixo da primeira camada do matched filter; n=2 apresenta 
uma maior concentração das soluções intermediárias; n=3 apresenta a nuvem 
mais densa a uma profundidade próxima de 6,0 km. As soluções profundas e 
muito profundas apresentam aumento de profundidade com o aumento do 
índice estrutural. Nota-se ainda a ausência de soluções magnéticas na porção 
oeste da bacia. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 109 
 
Essas soluções sugerem estruturas magnéticas mais rasas na porção 
oeste da bacia, e estruturas magnéticas mais profundas e complexas para 
leste. 
A figura 5.37 compreende as soluções dos índices estruturais 1, 2 e 3 para 
a janela de 21 km. A quantidade e a localização das soluções rasas variam 
bastante para cada índice estrutural. n = 1 apresenta a nuvem de soluções 
mais densa na porção sudoeste da bacia; n = 2 apresenta uma nuvem de 
soluções mais profunda que n=1; n=3 apresenta as soluções rasas como 
esparsas, entretanto nota-se uma ausência de soluções na porção central e na 
borda leste da bacia. As soluções intermediárias desta janela representam o 
maior numero de soluções do banco de dados. Entretanto, nota-se que para 
n=1 essas soluções se tornam esparsas logo abaixo da primeira camada do 
matched filter, apresentando uma densidade maior para o sentido leste da 
bacia; n=2 apresenta uma maior homogeneidade das soluções intermediárias; 
n=3 apresenta a nuvem mais densa a uma profundidade próxima de 5.000 
metros, na região do domínio magnético D3 (figura 5.33b). As soluções 
profundas e muito profundas para essa janela são as de menor representação, 
representam uma nuvem notável apenas para n=3 em que se observam 
soluções com mais de 27 km. Nota-se ainda a ausência de soluções 
magnéticas na porção oeste da bacia. 
A Figura 5.38 exibe as soluções dos índices estruturais 1, 2 e 3 para a 
janela de 42 km. Esta janela apresenta a maior variação das nuvens de 
soluções por índice estrutural. Cada índice é amostrado de maneira 
predominante em uma porção selecionada da bacia. A quantidade e a 
localização das soluções rasas são compreendidas predominantemente em 
n=1, com duas nuvens de soluções em n=2 e sem nuvens de soluções para 
n=3. As soluções intermediárias, da mesma forma que as rasas, não se 
comportam de maneira similar para nenhum dos índices estruturais. n=1 
apresenta nuvens de soluções densas próximo do limite de 5.700 metros da 
camada do matched filter, havendo uma diminuição da proximidade das 
soluções com relação à profundidade deste domínio. A porção oeste da bacia 
apresenta ausência de soluções. n=2 apresenta soluções mais densas sobre 
 
 
Faria, H. P. A. 
 110 
 
as assinaturas magnéticas de maior gradiente da bacia, n=3 apresenta maior 
nuvem de soluções para a porção oeste da bacia, complementando a possível 
ausência de soluções referentes ao índice estrutural 1. É seguida de um 
mergulho de soluções para porção leste. A porção profunda da bacia possui as 
seguintes características: n=1: ausência de soluções na porção oeste, a partir 
da porção central há um aumento significativo de soluções seguido para leste; 
n=2 apresenta um comportamento similar de n=1, entretanto a densidade de 
soluções a partir da porção central da bacia é nitidamente marcante, e bastante 
representativa por uma densidade elevada de soluções em nuvens 
relativamente esparsas, esta característica é perdida com o aumento da 
profundidade; n=3 é formada por soluções mais densas, principalmente na 
porção leste da Bacia, estas soluções não apresentam um gradiente com 
relação a profundidade. A porção bastante profunda apenas apresenta um 
número considerável de soluções e densidade a partir de n=2, entretanto n=2 
não há resposta para a porção oeste da bacia, enquanto n=3 apresenta 
respostas para toda a bacia, com um aumento crescente na densidade de 
oeste para leste. 
A figura 5.39 exibe as soluções de Euler para a janela de 52.500 metros. 
Nota-se pouca diferença entre ela e a figura 5.38 uma vez que a maioria dos 
comprimentos de onda magnéticos já foram amostrados na janela anterior. 
 Através da análise acima, observa-se aumento da média de profundidade 
de soluções para a porção leste, bem como ausência de soluções profundas 
para a porção oeste. As soluções intermediárias e profundas são, em grande 
parte, consolidadas e com maior representação para n=3. Nota-se correlação 
das camadas do matched filter com o topo das fontes magnéticas encontradas 
no Euler, sendo essas camadas divisoras de nuvens com densidades distintas 
para todas as janelas e índices estruturais. A predominância de soluções rasas 
para índice estrutural 1 e 2 indica que o pacote sedimentar da bacia não 
apresenta poucas estruturas magnéticas tridimensionais. A média estipulada 
pelo matched filter é corroborada pela presença de soluções com profundidade 
maior que 26,1 km. 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 111 
 
 
Figura 5.36 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as três camadas subsequentes representam a decomposição do 
CMA com base no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as soluções de Euler para os diferentes 
índices estruturais (n) com janela de 10,5 km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 112 
 
 
Figura 5.37 - A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as três camadas subsequentes representam a decomposição do 
CMA com base no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as soluções de Euler para os diferentes 
índices estruturais (n) com janela de 21 km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 113 
 
 
Figura 5.38 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as três camadas subsequentes representam a decomposição do 
CMA com base no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as soluções de Euler para os diferentes 
índices estruturais (n) com janela de 42 km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 114 
 
 
Figura 5.39 – A primeira camada representa o campo magnético anômalo, as três camadas subsequentes representam a decomposição do 
CMA com base no matched filter das componentes rasa, intermediária e profunda e as soluções de Euler para os diferentes 
índices estruturais (n) com janela de 52,5 km, onde: (A) n = 1, (B) n = 2 e (C) n = 3. 
 
Faria, H. P. A. 
 115 
 
6. INTEGRAÇÃO DE DADOS 
 
Este capítulo tem como objetivos: i) apresentar e discutir o modelo 
geofísico-tectônico para a Bacia dos Parecis através da integração de dados 
gravimétricos, magnéticos e geológicos e caracterizar a continuação das 
províncias do Cráton Amazônico sob a Bacia dos Parecis; e, ii) apresentar 
estimativas de profundidades do embasamento para os depocentros dos 
grábens. 
 A integração foi realizada no software ArcGis v10.1 disponibilizado nos 
laboratórios do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília. O 
procedimento baseia-se em 3 etapas: i) adicionar todos os mapas magnéticos 
e gravimétricosobtidos no trabalho e suas respectivas interpretações em 
conjunto com as estruturas apresentadas no SIG do Mato Grosso e Rondônia; 
ii) identificar e demarcar as feições limitantes de diferentes domínios estruturais 
apresentados na bibliografia da bacia; iii) Integrar os dados e interpretações 
realizadas independente para cada método geofísico no capítulo 5; iv) integrar 
os resultados do item iii, com as soluções de Euler intervaladas de ambos os 
métodos. 
O modelo tectono-sedimentar proposto por Siqueira (1989) e modificado 
por Bahia et al. (2007), capítulo 2, figura 2.4, apresenta-se como referência 
para os domínios tectônicos da bacia, sendo referido em diversos trabalhos 
mais recentes, como, Barros et al. (2009); Barros et al. (2011) e Santos & 
Flexor (2012). 
Como foi descrito no capítulo 4, a utilização de novos métodos aplicáveis a 
dados magnéticos e gravimétricos permite localizar bordas de corpos e 
contatos. O presente trabalho utilizou dados do SIG de Mato Grosso e 
Rondônia e georreferenciou o mapa proposto por Bahia et al. (2007) para 
verificar a correlação dos domínios prévios com os resultados obtidos neste 
trabalho após o reprocessamento de dados geofísicos, integração com novos 
dados e utilização de métodos de processamento e interpretação que não 
 
Faria, H. P. A. 
 116 
 
haviam sido utilizados nesta região. Desta forma, através da melhor localização 
das bordas e contatos, foi possível propor novos limites para os domínios 
tectono-geofísicos da bacia. 
O reposicionamento dos domínios tectônico-geofísicos se baseou em 
respostas gravimétricas e magnéticas representadas pelas seguintes 
assinaturas geofísicas: i) arcos, identificados através de anomalias 
gravimétricas positivas alinhadas, separando as sub-bacias descritas por 
Siqueira (1989) e modificadas por Bahia et al. (2007), destacando que o Arco 
de Vilhena não apresenta resposta magnética similar ao Arco de Serra 
Formosa; ii) grábens, que correspondem a regiões com gradientes 
gravimétricos negativos e com menor atividade magnética; os altos estruturais 
correspondem a altos gravimétricos que separam grábens e o embasamento 
raso é caracterizado por elevada frequência magnética concomitante com um 
gradiente gravimétrico positivo. 
 
6.1 DOMÍNIOS TECTONO-GEOFÍSICOS 
A figura 6.1 apresenta a proposta deste trabalho de reposicionamento dos 
limites dos domínios tectonossedimentares, seguindo a nomenclatura 
designada por Siqueira (1989) e modificada por Bahia et al. (2007). 
A redefinição da localização dos Arcos de Vilhena e Serra formosa implica 
na nova demarcação dos limites das sub-bacias presentes na Bacia dos 
Parecis. Os arcos foram reposicionados, modificando a área e forma 
geométrica das sub-bacias. A sub-bacia de Rondônia apresenta área menor, 
enquanto a sub-bacia de Juruena tem suas dimensões alteradas com a borda 
sul mostrando extensão maior que a borda norte e a sub-bacia do Alto Xingu 
teve sua área reduzida. 
Além do reposicionamento e da mudança de ângulo, a continuidade 
apresentada nos arcos foi interrompida devido a quebra das características que 
foram selecionadas para demarcação. 
 
Faria, H. P. A. 
 117 
 
 
Figura 6.1 – Proposta de novos limites dos Domínios tectono-geofísicos para a Bacia 
dos Parecis. 
As assinaturas geofísicas sobrepostas pelos domínios da figura 6.1 podem 
ser observadas nas figuras 6.2 e 6.3, correspondendo aos mapas de anomalia 
Bouguer e redução ao polo diferencial do campo magnético anômalo, 
respectivamente. 
 
Figura 6.2 – Domínios tectono-geofísicos (figura 6.1) da Bacia dos Parecis sobre a 
malha de anomalia Bouguer. 
 
Faria, H. P. A. 
 118 
 
 
Figura 6.3 – Domínios tectono-geofísicos (figura 6.1) da Bacia dos Parecis sobre 
campo magnético anômalo reduzido ao polo. 
A figura 6.4 apresenta os domínios tectono-geofísicos sobre uma 
composição entre a inclinação do sinal analítico (ISA) do CMA reduzido ao polo 
com 30% de transparência sobre a anomalia Bouguer. Esta figura permite 
análise de ambos métodos correlacionando a textura magnética com os 
principais gradientes gravimétricos e apresenta o detalhamento da 
magnetometria sobre os grandes blocos gravimétricos. 
As assinaturas geofísicas revelam que os grábens presentes na sub-bacia 
de Rondônia se prolongam até a borda sul da sub-bacia de Juruena, na direção 
SE. De norte a sul, a sub-bacia de Juruena apresenta uma intercalação de 
altos estruturais e grábens até chegar ao embasamento raso (figuras 6.2 e 6.3). 
Nota-se ainda que os grábens Pimenta Bueno, Colorado e SW Xingu 
apresentam 2 depocentros evidenciados por menores valores gravimétricos e 
uma textura magnética mais suave que a apresentada nos altos estruturais e 
no embasamento raso (figura 6.4). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 119 
 
 
Figura 6.4 – Domínios tectono-geofísicos da Bacia dos Parecis sobre a integração do 
ISA do CMA reduzido ao polo (30% de transparência) em tons de cinza 
sobre a malha da anomalia Bouguer em cor. 
No modelo sugerido por este trabalho a sub-bacia Alto Xingu engloba todo 
o gráben Caiabis. O alto de Brasnorte apresenta alongamento na direção NW-
SE e reaparece após ser interrompido pelo Gráben SW Xingu alongado em 
direção NE-SW (figura 6.4). Acredita-se que o alto apresenta continuidade 
abaixo do gráben. Este fato é reafirmado pela continuidade das anomalias pela 
interface magnética intermediária apresentada no matched filter (figura 5.32). 
A sobreposição do ISA sobre a anomalia Bouguer proporcionou a sugestão 
da existência de possíveis segmentações no interior dos grábens do Colorado 
e Pimenta Bueno, macadas por lineamentos magnéticos de direção não 
paralela aos traços dos domínios sugeridos neste trabalho, sobre os baixos 
valores de anomalia Bouguer. Estas feições são observadas na figura 6.4 e 
representadas na figura 6.5. 
 
 
 
 
Faria, H. P. A. 
 120 
 
6.2 LINEAMENTOS GEOFÍSICOS 
O traçado dos lineamentos geofísicos se baseou na correlação das 
respostas oriundas do produto ISAGHT para os dois métodos geofísicos e de 
grande expressão, em que o comprimento de onda dos mesmos tornou-se o 
principal responsável pela seleção da integração. Essa integração consiste em 
encontrar lineamentos que apresentem respostas em contrastes de 
susceptibilidade e densidade. É importante ressaltar que os lineamentos de 
maior comprimento de onda no ISAGHT, mesmo que não representados em 
ambos os métodos, também foram traçados devido à sua grande expressão. 
Os lineamentos geofísicos podem ser observados na figura 6.5, que 
apresenta ao fundo a mesma composição da figura 6.4. Os mesmos foram 
divididos em lineamentos primários e secundários. Os lineamentos primários 
(L1 e L2) apresentam continuidade por grandes extensões e dividem grandes 
blocos de respostas geofísicas distintas, enquanto lineamentos secundários 
apresentam menores extensões e estão relacionados a estruturas internas dos 
blocos (falhas, juntas, foliações, etc.). 
 
Figura 6.5 – Lineamentos geofísicos sobre a integração do ISA do CMA reduzido ao 
polo (30% de transparência) sobre a malha da anomalia Bouguer. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 121 
 
De maneira geral, a figura 6.5 divide a bacia segundo três respostas 
distintas a partir dos lineamentos primários L1 e L2. A porção oeste a L1 
apresenta lineamentos secundários com direção preferencial WNW e alguns 
lineamentos com direção NW. Os lineamentos WNW sobre os grábens desta 
porção indicam segmentações sobre os mesmos. 
A porção central, localizada entre os lineamentos primários, é caracterizada 
por lineamentos mais curvilíneos, indicando uma região de estruturas mais 
dúcteis. A direção dos lineamentos é variável, entretanto observa-se uma 
tendência à direção EW. 
 A porção leste à L2 apresenta estruturas sobre os altos gravimétricos com 
a direção aproximadamente ENE. Enquanto os baixos gravimétricos desta 
região apresentam direçãode estruturação variável. 
A figura 6.6 apresenta os lineamentos geofísicos propostos sobre a 
composição ternária do modelo digital de terreno (MDT), redução ao polo 
diferencial (DRTP) e da anomalia Bouguer nas componentes verde, vermelha e 
azul, respectivamente no interior da Bacia dos Parecis. O modelo foi criado 
através de uma célula de 90 metros, uma malha recoberta por 168.969 pontos 
oriundos da missão SRTM disponibilizados pelo software Oasis Montaj v.8. 
Com o intuito de melhor visualizar as respostas gravimétricas negativas, a 
entrada de anomalia Bouguer foi multiplicada por menos um. Deste modo a 
figura apresenta os baixos gravimétricos na cor azul (como num mapa comum 
de anomalia Bouguer convencional) e os altos gravimétricos são representados 
pela ausência da mesma (figura 6.6). 
 
Faria, H. P. A. 
 122 
 
 
Figura 6.6 – Mapa ternário RGB do CMA reduzido ao polo (DRTP), anomalia Bouguer 
multiplicada por -1 e modelo digital de terreno (MDT), vermelho, azul e 
verde, respectivamente no interior da bacia. Ao fundo observa-se a 
composição ISA (30% transparência) sobre anomalia Bouguer. 
As três sub-bacias, Rondônia, Juruena e Alto-Xingu, apresentam respostas 
distintas sobre a composição ternária da figura 6.6. Na sub-bacia de Rondônia 
predominam altos magnéticos. A sub-bacia de Juruena é caracterizada pela 
presença do maior comprimento de onda magnético em conjunto com os 
maiores valores topográficos sobre o embasamento raso. A sub-bacia Alto-
Xingu é representada pelos menores valores topográficos, baixos magnéticos e 
gravimétricos. Mesmo com baixa variação topográfica e pouca correlação entre 
os grandes blocos geofísicos e suas respostas magnéticas e topográficas, a 
porção leste da bacia (figura 6.6) apresenta regiões onde os lineamentos 
geofísicos secundários estão sobre ou próximos a depressões topográficas, 
indicando que algumas estruturas responsáveis por contrastes geofísicos 
podem estar refletidas na topografia. 
 
6.3 ASSINATURAS DAS PROVÍNCIAS TECTÔNICAS 
Após a análise dos lineamentos primários que subdividem a bacia dos 
Parecis em grandes domínios geofísicos, observou-se correlação na direção 
 
Faria, H. P. A. 
 123 
 
destes limites e os contatos entre as províncias Rondônia-Jurena e Sunsás e 
Tapajós (figura 6.7). 
 
Figura 6.7 – Limites das províncias do Cráton Amazônico (Santos et al., 2000) 
integrados com a derivada vertical magnética em cinza e transparência 
50%, lineamentos geofísicos primários (vermelho contínuo), continuação 
(vermelho tracejado) do lineamento geofísico a oeste marcada pelo 
contato entre as províncias Sunsás e Rondônia-Juruena. 
 
 O contato entre as províncias Sunsás e Rondônia-Juruena conforme 
proposto por Santos et al., (2000) é marcado por vermelho tracejado na figura 
6.7, observa-se a continuidade deste com relação ao lineamento primário na 
porção oeste da Bacia dos Parecis. Esta correlação sugere a continuação de 
ambas províncias sob a cobertura sedimentar da bacia, corroborando hipóteses 
de diferentes blocos crustais com características magnéticas e gravimétricas 
distintas. Embora o lineamento geofísico leste da bacia não coincida com o 
limite leste da Província Rondônia-Juruena, há um paralelismo entre elas 
indicando correlação com as principais direções das províncias e algumas 
estruturas internas (Rizzotto et al., 2004). 
 
 
Faria, H. P. A. 
 124 
 
6.4 DECONVOLUÇÃO DE EULER INTERVALADAS 
A etapa da deconvolução de Euler possui três subdivisões: i) 
comportamento das soluções; ii) estimativa da espessura sedimentar dos 
grábens e iii) correlação com os lineamentos geofísicos. 
6.4.1 Comportamento das soluções 
Neste item serão observados os padrões de soluções de Euler magnéticas 
e gravimétricas para cada domínio redefinido neste trabalho através de 
intervalos de profundidades. Para isso utilizou-se a deconvolução de Euler que 
apresentou melhor resultado para o objetivo com índice estrutural 0 e 1 e 
janelas 16.500 e 10.500 metros para a gravimetria e magnetometria, 
respectivamente. Os intervalos foram escolhidos próximos as famílias de 
soluções evidenciadas pelo matched filter a 6 e 15 km. 
A figura 6.8 apresenta as soluções menores que 6 km da deconvolução de 
Euler magnética e gravimétrica. Para este intervalo as soluções magnéticas e 
gravimétricas apresentam pouca correlação. Algumas soluções gravimétricas 
localizam-se próximas aos limites dos domínios geofísicos. As soluções 
magnéticas apresentam-se mais esparsas que as gravimétricas. Nota-se um 
gradiente de profundidade da porção sudoeste para a porção noroeste da 
bacia, como visualizado nas figuras 3D do capítulo 5. 
A figura 6.9 apresenta as soluções intermediárias (6 km < z <15 km) da 
deconvolução de Euler magnética e gravimétrica, os poços perfurados e os 
domínios tectono-geofísicos delimitados. De maneira geral as soluções 
magnéticas e gravimétricas não possuem correlação. Entretanto, este intervalo 
apresenta regiões em que as nuvens magnéticas e gravimétricas com 
coordenadas e profundidades próximas, podendo corresponder às mesmas 
feições. Nota-se que parte das soluções para este intervalo alinha-se 
paralelamente o traço dos domínios redefinidos neste trabalho. Tal fato 
corrobora a continuação dos domínios a profundidades maiores que 6 km. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 125 
 
 
 
Figura 6.8 – Soluções de Euler rasas (< 6 km) sobre os domínios geofísicos da Bacia 
dos Parecis com a localização dos poços na Bacia dos Parecis sobre a 
composição ISA-BOUGUER com 70% de transparência. 
 
 
Figura 6.9 – Soluções de Euler intermediárias (6 km < z < 15 km) sobre os domínios 
geofísicos da Bacia dos Parecis com a localização dos poços na Bacia 
dos Parecis sobre a composição ISA-BOUGUER com 70% de 
transparência. 
 
Faria, H. P. A. 
 126 
 
Comparando as figuras 6.8 e 6.9 conclui-se que as nuvens de soluções 
mais densas próximas aos poços são de soluções mais profundas, 
corroborando o fato de que os mesmos não alcançaram o embasamento por 
ambos possuírem espessura maior que 6 km. Nota-se, ainda, que os 
lineamentos definidos apresentam maior correlação com as soluções de Euler 
para profundidades maiores que 6 km (figura 6.9). 
A figura 6.10 apresenta soluções de Euler profundas (z > 15 km) para 
magnetometria e gravimetria e os lineamentos geofísicos obtidos neste 
trabalho. Neste intervalo, na porção oeste da bacia (a oeste de L2, figura 6.6) 
as soluções são caracterizadas pela ausência de soluções magnéticas no 
embasamento, e o aumento da profundidade e do número de soluções para 
norte. Na porção a leste dos lineamentos primários da bacia, as profundidades 
das soluções apresentam variação no sentido oposto, com aumento da 
profundidade de norte para sul. O lineamento primário L1 (figura 6.6) 
apresenta-se coberto por soluções magnéticas e gravimétricas, como limitante 
estrutural a elevadas profundidades (soluções entre 20 e 25 km e entre 19 e 24 
km para gravimetria e magnetometria respectivamente). 
Dentre as soluções apresentadas na figura 6.9, nota-se padrões com 
alongamento EW, paralelos aos traços dos lineamentos. Este fato reafirma a 
existência dos lineamentos a diferentes níveis crustais e sugerem uma 
estruturação marcante na direção EW para elevadas profundidades. Estes 
lineamentos a elevadas profundidades indicam descontinuidades crustais. 
 
Faria, H. P. A. 
 127 
 
 
Figura 6.10 – Soluções de Euler profundas (z > 15 km) sobre os lineamentos 
primários e secundários da Bacia dos Parecis. 
 
Sintetizando os resultados apresentados pelas figuras 6.7, 6.8, 6.9 e 6.10 
corrobora-se a hipótese da continuação das províncias abaixo da cobertura 
sedimentar da bacia pelas as seguintes conclusões: i) a bacia está sobre três 
grandes blocos cujas respostas dos métodos potenciais e das soluções de 
Euler apresentam comportamento distinto para profundidades rasas e elevadasdivididos pelos 2 lineamentos primários. O Bloco à oeste de L1 corresponde a 
província Sunsás e apresenta soluções mais rasas que a porção a leste de L1. 
A porção a leste de L2 tem sua profundidade média das soluções aumentando 
para a direção norte. O comportamento da média da profundidade das 
soluções na porção leste é oposto ao identificado na porção oeste; e, ii) os 
lineamentos apresentados neste capítulo são corroborados por soluções em 
diferentes níveis de profundidade, podendo estar associados a limites crustais, 
refletindo diretamente na forma das respostas geofísicas em menores 
profundidades. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 128 
 
6.4.2 Estimativa da espessura sedimentar dos grábens 
A espessura sedimentar dos grábens identificados neste trabalho foi obtida 
pela análise das nuvens das soluções de Euler. Para isso parte-se da premissa 
que as nuvens de soluções mais rasas sobre certa coordenada correspondem 
a profundidade do embasamento nesta mesma coordenada. Caso haja 
soluções muito próximas em intervalos diferentes optou-se por escolher a 
menor profundidade para evitar superestimar o pacote sedimentar. 
A predominância de soluções na sub-bacia de Rondônia, figura 6.8, 
encontra-se entre 4,5 e 6 km nas bordas dos grábens, enquanto a figura 6.9 
apresenta nuvens de soluções mais próximas do centro dos grábens com 
profundidades de 6 a 10 km. Como descrito no início do item 6.4, estima-se 
que os grábens da sub-bacia Rondônia apresentam pacote sedimentar de 
aproximadamente 6 km. 
De maneira geral, a sub-bacia de Juruena apresenta-se quase toda 
recoberta por soluções para ambos os métodos. O gráben Colorado apresenta 
gradiente da elevação das profundidades da porção oeste na direção SE. A 
porção oeste apresenta soluções magnéticas de profundidade entre 4,5 e 6 km, 
enquanto as gravimétricas encontram-se entre 3 e 4,5 km, sugerindo um 
pacote sedimentar próximo dos 4,5 km (figura 6.8). A porção sudoeste do 
gráben Colorado (região de coordenadas próximas à -57,9° e -14°) apresenta 
correlação de soluções magnéticas e gravimétricas entre 12 e 15 km (figura 
6.9), não apresentando soluções na figura 6.8, o que sugere espessura 
sedimentar de até 12 km para esta porção do gráben (P1, figura 6.12). 
Na sub-bacia de Juruena, o gráben Pimenta Bueno apresenta duas 
assinaturas de espesso pacote sedimentar. A primeira encontra-se sobre 
coordenadas (-57; -12,8) e apresenta uma nuvem de soluções magnéticas para 
o intervalo entre 3 e 6 km, sugerindo espessura de 3 km para este. A 
continuação do gráben para SE apresenta outro depocentro. A figura 6.8 
apresenta ausência de soluções gravimétricas no centro do gráben, estando 
concentradas no traço do domínio divisor entre o gráben e o alto do Rio Branco 
ao longo da coordenada (-56º; -13º). A maior parte das soluções magnéticas 
 
Faria, H. P. A. 
 129 
 
encontram-se entre 12 e 15 km, sugerindo profundidade de 12 km para o 
gráben (figura 6.9; P2, figura 6.12). 
O espesso pacote sedimentar apresentado nos grábens Pimenta Bueno e 
Colorado em contraste com possíveis segmentações eleva o potencial 
petrolífero da Bacia para estas regiões. 
Na sub-bacia Alto Xingu, inicia-se a estimativa de profundidade pelo gráben 
Caiabis. As soluções de Euler refletem sobre o gráben e se restringem a 
soluções gravimétricas a partir de 6 km (figura 6.9). As nuvens apresentam 
gradiente na direção norte para o centro do gráben através das nuvens de 6 a 
10, 10 a 12 e 12 a 15 km. Entretanto, as soluções entre 12 e 15 km de 
profundidade aparecem juntas às soluções mais rasas, o que não ocorre em 
todas as soluções entre 10 e 12 km. Como o trabalho visa subestimar a 
espessura sedimentar, as soluções sugerem que o embasamento nesta região 
encontre-se a aproximadamente 10 km de profundidade (P3, figura 6.12). 
O gráben NW Xingu é composto de soluções de ambos métodos e ambas 
interfaces (figura 6.8 e 6.9). Algumas porções presentes nas bordas do gráben 
apresentam soluções entre 4,5 e 6 km. Seu interior é preenchido por soluções 
de profundidades magnéticas e gravimétricas que variam de 6 a 10 e de 6 a 15 
km, respectivamente. As nuvens magnéticas de soluções com maiores 
profundidades estão sempre acompanhadas de soluções mais rasas. As 
soluções mais rasas subestimam espessura sedimentar de 6 km para o gráben 
(P4, figura 6.12). 
Por fim, o gráben SW Xingu apresenta duas porções com concentrações 
de soluções indicando dois principais depocentros: o primeiro próximo às 
coordenadas (-54º;-13,5º) e o segundo próximo às coordenadas (-52,5º;-12º; 
figuras 6.8 e 6.9). Na porção sudoeste do gráben as nuvens de soluções na 
região da primeira coordenada indicam profundidades entre 6 e 15 km e entre 6 
e 10 km para magnetometria e gravimetria, respectivamente. Com base nestes 
dados, consideramos a menor profundidade próxima de 6 km (P5, figura 6.12). 
As soluções próximas das coordenadas referentes ao segundo depocentro do 
gráben NW Xingu apresentam nuvens de soluções variáveis entre 6 e 15 km 
 
Faria, H. P. A. 
 130 
 
para ambos os métodos. Entretanto, notam-se nuvens magnéticas e 
gravimétricas apenas com soluções entre 10 e 15 km, o que sugere pacote 
sedimentar de 10 km para este depocentro (P6, figura 6.12). 
A figura 6.11 compara a máxima espessura sedimentar dos grábens 
obtidas no trabalho de Braga e Siqueira (1996) com a maior espessura 
sedimentar estimadas neste trabalho para cada gráben. Embora a 
profundidade obtida para os grábens Caiabis e SW Xingu seja relativamente 
próxima, nota-se que não há correlação entre as profundidades estimadas por 
Braga e Siqueira (1996) e as profundidades estimadas neste trabalho. Em dois 
dos grábens notam-se profundidades muito próximas, maiores neste trabalho. 
Em um dos gráben a profundidade estimada neste trabalho é menor, cerca de 
20% do valor estimado anteriormente. Nos grábens Pimenta Bueno e Colorado 
as profundidades estimadas neste trabalho são muito maiores, 30% para o 
primeiro e 3 vezes para o segundo. É importante ressaltar que como se optou 
por escolher a menor profundidade dentro do intervalo de soluções para se 
estimar as profundidades dos depocentros, com o intuito de se não 
superestimar o pacote sedimentar, as estimativas aqui apresentadas podem 
estar subestimadas. 
 
Figura 6.11 – Figura comparativa das profundidades máximas obtidas por Braga & 
Siqueira (1996) em azul escuro e as obtidas no presente trabalho em azul 
claro. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 131 
 
A figura 6.12 apresenta os principais resultados obtidos neste trabalho: 
domínios tectono-geofísicos, lineamentos geofísicos primários e secundários e 
a espessura do pacote sedimentar. 
 
Figura 6.12 – Localização e profundidade dos principais depocentros da Bacia dos 
Parecis, integrado com os lineamentos geofísicos primários e 
secundários e os domínios tectono-geofísicos. Os acrônimos P1, P2, P3, 
P4, P5 e P6 correspondem às regiões e profundidades discutidas no 
texto. 
 
 
Faria, H. P. A. 
 132 
 
7. DISCUSSÕES E CONCLUSÕES 
 
7.1 DISCUSSÕES 
Os resultados obtidos pela análise descritiva (capítulo 5) para os dados 
magnéticos e gravimétricos sobre a bacia apresentam distribuição normal, com 
média de -25,40 nT e -35,45 mGal; e desvio padrão de 130,6 nT e 28,186 
mGal, para magnetometria e gravimetria respectivamente (tabelas 5.1 e 5.6). A 
distribuição Gaussiana possibilita inferências estatísticas para mensurar 
probabilidades de sucesso e fracasso relacionadas à suas respostas anômalas 
(Davis, 1986). Futuros trabalhos podem utilizar esta característica para elevar a 
probabilidade de acerto em relacionar anomalias com recursos minerais. 
No capítulo 5 foram apresentados mapas de maior qualidade e mais 
homogêneos de anomalia magnética e de anomalia Bouguer do que os 
apresentados por Bahia et al. (2007) para a Bacia dos Parecis. Este processo 
utilizou de novos dados e diferentes métodosde processamento e integração 
dos dados de magnetometria e gravimetria. As interpretações dos resultados 
obtidos por cada método iniciaram-se através de análises descritivas, 
qualitativas e quantitativas. 
A análise descritiva das anomalias apresentadas no mapa de anomalia 
Bouguer retifica algumas considerações propostas por Siqueira (1989) 
repetidas em trabalhos posteriores como, por exemplo, Lacerda Filho et al. 
(2004) e Bahia et al., (2007) acerca do Baixo Gravimétrico dos Parecis. 
Siqueira (1989) apresentou o Baixo Gravimétrico dos Parecis como única 
grande anomalia Bouguer negativa destacada no interior do Cráton Amazônico 
com seu menor valor em -80 mGal. A coordenada central do Baixo 
Gravimétrico dos Parecis, neste trabalho, encontra-se no baixo gravimétrico 
B5, cujo menor valor é -73,5 mGal (tabela 5.4 e figura 5.4) Entretanto, nota-se 
que B5 corresponde aos baixos considerados de baixa amplitude neste 
trabalho. Através da análise descritiva constatou-se que o baixo de maior 
amplitude é o baixo B6 (tabela 5.4 e figura 5.4), correspondendo a porção 
 
Faria, H. P. A. 
 133 
 
central do gráben Caiabis (figura 6.4) cujo menor valor é -131,3 mGal (tabela 
5.4). 
O matched filter apresentou uma aproximação da média de profundidade 
embasamento da Bacia dos Parecis entre 5,4 e 6,5 km. Essa estimativa de 
profundidade corrobora com as soluções de Euler apresentadas através da 
elevação do número de nuvens de soluções abaixo deste intervalo, sugerindo 
espessuras maiores para os principais depocentros da bacia (figuras 6.7, 6.8 e 
6.9). A espessura do pacote sedimentar apresentada por Siqueira (1989) sobre 
o Baixo dos Parecis é de 6 km. Nos resultados da inversão de Braga & Siqueira 
(1996) as profundidades para os grábens do Colorado (Baixo dos Parecis), 
Pimenta Bueno, NW Xingu, SW Xingu e Caiabis apresentaram espessura 
sedimentar máxima de 4,0, 7,5, 5,5, 7,5, e 9,5 km respectivamente; enquanto 
neste trabalho as profundidades estimadas são 12, 12, 6, 10 e 10 km 
respectivamente para estes mesmos grábens (figuras 6.8, 6.9, 6.11 e 6.12). Os 
resultados aqui encontrados com profundidades, de maneira geral, maiores do 
que em trabalhos anteriores, são corroboradas pelo fato de que os poços 
perfurados não alcançaram o embasamento cristalino (capítulo 2). 
A descontinuidade de Conrad é evidenciada pelos resultados do matched 
filter nos dados gravimétricos e magnéticos, com média entre 14,1 e 15,7 km e 
por adensar nuvens de soluções de Euler próximas a este intervalo (figuras 
5.18, 5.19, 5.20, 5.21, 5.22, 5.36, 5.37, 5.38, 5.39 e 5.40). Nota-se ainda, que, 
como abordado no capítulo 5, os maiores valores absolutos de densidade se 
encontram nas rochas abaixo da camada intermediária do matched filter, 
marcando uma forte diferença composicional entre crosta superior e inferior. 
As outras interfaces do matched filter encontram-se a 26,1 e 41 km para 
magnetometria e gravimetria, respectivamente. Acredita-se que a 
descontinuidade do espectro de potencia magnético cuja média do topo esteja 
a 26,1 km possa estar associada ao início de um processo de 
desmagnetização das rochas, esta hipótese é reforçada pela baixa expressão 
em soluções de Euler magnéticas abaixo desta interface. Como em regiões 
cratônicas a superfície Curie encontra-se normalmente abaixo da crosta 
inferior, dependendo principalmente de gradientes térmicos (Lyatsky & Grobe, 
 
Faria, H. P. A. 
 134 
 
2005). Desta forma, a profundidade de 26,1 km apresenta-se como limitante 
superior para profundidade média em que os minerais magnéticos perdem sua 
magnetização. 
A interface de 41 km pode estar sugerindo a média do topo da 
descontinuidade de Moho. Estudos recentes como Assumpção et al. (2013) e 
Van der Meijde et al. (2013) apresentam estimativa da espessura crustal 
variável entre 35 e 40 km com erro de ±6 km, para região da bacia. Estes 
dados reforçam a utilidade dos métodos potenciais como ferramenta para uma 
primeira aproximação da espessura crustal. As soluções de Euler corroboram a 
existência destas superfícies através da diminuição substancial de soluções 
gravimétricas para profundidades abaixo da mesma. 
O primeiro trabalho de deconvolução de Euler para a Bacia dos Parecis foi 
proposto por Bahia et al. (2007). Esta deconvolução magnética não apresentou 
detalhes sobre índice estrutural, ou janela utilizada para obtenção dos 
resultados. O presente trabalho apresenta 24 deconvoluções de Euler, 12 para 
cada método (capítulo 5 e 6), em diferentes visualizações (2D e 3D) nas figuras 
5.18, 5.19, 5.20, 5.21, 5.36, 5.37, 5.38, 5.39 6.7, 6.8, 6.9, 6.10, 6.11 e 6.12. As 
12 deconvoluções para cada método foram realizadas para três índices 
estruturais e quatro janelas distintas. Ao realizar uma observação sobre o 
comportamento das soluções, constatou-se que as médias e número de 
soluções para diferentes índices estruturais na bacia tanto para magnetometria 
quanto na gravimetria (figuras 5.16, 5.17, 5.34 e 5.35) não apresentam padrão 
característico. 
O número de soluções dos métodos apresentou um comportamento 
distinto para os métodos quando se eleva o índice estrutural (figuras 5.18 e 
5.36). A magnetometria apresenta comportamento diretamente proporcional 
entre número de soluções e índice estrutural para todas as janelas, a variação 
da inclinação é abrangida no capítulo 5. A baixa variação entre n=2 e n=3 para 
as janelas de 10,5 e 21 km indica que as estruturas de maior dimensão estão 
associadas aos maiores comprimentos de onda e que serão amostradas 
apenas nas janelas de 42 e 52,5 km. Conclui-se que a resposta obtida na 
 
Faria, H. P. A. 
 135 
 
magnetometria é, em sua maior parte, oriunda de fontes mais consolidadas, 
referentes aos maiores índices estruturais (estruturas tridimensionais). 
O número soluções gravimétricas apresenta-se variável para cada janela, 
com aumento da profundidade média das soluções. Observou-se que as 
anomalias de comprimentos maiores que 33 km são geradas, 
predominantemente, por variação de densidade em duas dimensões (fontes 
bidimensionais). 
O aumento da profundidade das soluções de Euler na direção leste é 
evidenciado para todos os índices estruturais em ambos os métodos (figuras 
5.18, 5.19, 5.20, 5.21, 5.36, 5.37, 5.38 e 5.39). Sobre este gradiente, 
observam-se dois blocos com comportamentos distintos separados pelo arco 
de serra formosa (figuras 6.8, 6.9 e 6.10). A porção oeste ao arco apresenta 
mergulho na profundidade das soluções para norte, enquanto a porção leste 
apresenta um mergulho das profundidades para sul (figuras 6.7, 6.8 e 6.9). 
Estes blocos são corroborados pelas assinaturas magnéticas e gravimétricas 
sobre as regiões (figuras 5.1 e 5.24). 
Gunn (1997) apresentou assinaturas magnéticas e gravimétricas para 
várias fases de rifteamento e adelgaçamento crustal para diferentes bacias 
sedimentares. Dentre os exemplos apresentados em seu trabalho, observa-se 
semelhança entre as assinaturas no interior do Gráben do Colorado, nas 
proximidades da coordenada (-57,8º; -12,3º). A assinatura geofísica 
característica e a preservação de características magnéticas apresentadas na 
figura 5.29, além da ausência de nuvens de soluções magnéticas (figuras 6.7, 
6.8 e 6.9) fortalecem a hipótese de um adelgaçamento crustal para região. Este 
processo é causado pela troca de calor por condução entre o material quente 
exalado da astenosfera e a crosta, desmagnetizando algumas de suas rochas 
assim que elas ultrapassam a temperatura de Curie (Gunn, 1997). 
Mesmo com distribuições próximas, os domínios magnéticos e 
gravimétricos não se apresentam como ferramentas eficientes para delimitação 
de domínios topográficos para a bacia. Porém, a imagem ternária com a 
resposta do modelo digital de terreno, anomalia Bouguer e redução ao polo 
 
Faria, H. P. A. 
 136 
 
diferencial (Figura 6.6) identificou que algumas estruturasresponsáveis por 
contrastes geofísicos podem estar refletidas na topografia. 
 Através da análise da correlação das estruturas presentes no mapa SIG 
de geologia do Mato Grosso e Rondônia e dos lineamentos geofísicos, conclui-
se que a estruturação da bacia em subsuperfície apresenta baixa correlação 
com as estruturas observadas em superfície. Este fato corrobora a geologia 
complexa apontada por Vasconcelos et al. (2014). 
Os lineamentos primários encontrados dividem grandes blocos de domínios 
geofísicos e apresentam continuidade além dos limites atuais da bacia através 
do contato entre a província Rondônia-Juruena com as províncias Sunsás e 
Tapajós (figura 6.7), sugerindo a hipótese de diferentes embasamentos 
cristalinos para a Bacia dos Parecis. 
O traçado dos lineamentos secundários é apresentado sobre a figura 6.5, 
em que é evidenciada uma textura magnética presente nos grandes blocos 
referidos na anomalia Bouguer. A correlação dos lineamentos com as soluções 
de Euler intervaladas (figuras 6.10, 6.11 e 6.12) apresentam correlação para os 
lineamentos com as soluções magnéticas para profundidades maiores que 6 
km. Os lineamentos secundários são corroborados por soluções de Euler 
maiores que 6 km (figuras 6.9 e 6.10). 
Como contribuição, o traço dos lineamentos geofísicos e dos domínios 
tectono-geofísicos sobre a composição do ISA e da anomalia Bouguer (figuras 
6.4 e 6.5) pode servir como ponto de partida para trabalhos de exploração. A 
assinatura constatada remete a segmentações das anomalias que podem estar 
correlacionadas a segmentações estruturais, que por sua vez, geralmente 
coincidem com reservas de hidrocarbonetos (Lyatsky & Grobe, 2005). 
 
7.2 CONCLUSÕES 
 O trabalho apresenta as seguintes conclusões: 
i) Estimativa da espessura sedimentar para os principais depocentros da 
Bacia dos Parecis; 
 
Faria, H. P. A. 
 137 
 
ii) Os mapas magnéticos e gravimétricos de maior homogeneidade que os 
apresentados anteriormente possibilitaram o reposicionamento dos 
limites tectono-sedimentares seguindo nomenclatura designada por 
Siqueira (1989) e modificados por Bahia et al. (2007). Os mapas também 
propiciaram gerar um sistema de lineamentos primários e secundários 
para se identificar a estruturação da bacia; 
iii) Os lineamentos primários são correlacionados aos limites entre as 
províncias Sunsás e Rondônia-Juruena, sugerindo que estas províncias 
compõem parte do embasamento da bacia; 
iv) Os lineamentos secundários delimitam grábens, alguns deles podem 
estar associados a segmentações sobre os grábens da bacia; 
v) Apresenta interfaces e suas respectivas profundidades no matched filter 
(figuras 5.7, 5.8, 5.9, 5.25, 5.26 e 5.27), apontando uma profundidade 
média para o embasamento entre 5,4 e 6,1 km. Uma interface para a 
descontinuidade de Conrad entre 14,7 e 16,1 km. Uma última família de 
fontes magnéticas a 26,1 km e uma média para a espessura crustal sob 
a bacia de 41 km; 
vi) Apresenta 24 deconvoluções de Euler para diferentes janelas e índices 
estruturais (figuras 5.18, 5.19, 5.20, 5.21, 5.22, 5.36, 5.37, 5.38, 5.39 e 
5.40) e concluiu-se que: 
a. o embasamento da porção oeste é diferente do da porção 
leste; 
b. o comportamento do mergulho das soluções da porção oeste 
é para norte, enquanto o da porção leste é para sul; 
c. as principais componentes magnéticas para geração das 
anomalias presentes no campo magnético são fontes com 
dipolos completos; 
d. as principais componentes gravimétricas para geração das 
anomalias no campo gravitacional são fontes bidimensionais; 
e. aumento da profundidade das soluções de Euler para a porção 
leste da bacia; 
f. a continuidade das estruturas e dos lineamentos apresentados 
neste trabalho a profundidades maiores que 15 km. 
 
Faria, H. P. A. 
 138 
 
 
7.3 SUGESTÕES 
Por fim, o trabalho apresenta algumas sugestões para trabalhos futuros: 
i) Modelagem conjunta magnética, gravimétrica com suporte da sísmica; 
ii) Aplicação de outros métodos de processamento (ex: tilt depth) sobre a 
bacia para estimar de forma mais precisa a forma das descontinuidades 
encontradas neste trabalho; 
iii) Novos levantamentos aerogeofísicos de alta resolução sobre a bacia; 
iv) Aquisição e integração de outros métodos geofísicos, como sísmica de 
reflexão e Magnetotelúrico. 
 
Faria, H. P. A. 
 139 
 
 
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